Andrzej - Komitet Nauk Geologicznych PAN · regionalizacja tektoniczna polski wstęp podstawy...

Andrzej ŻELAŹNIEWICZ

Paweł ALEKSANDROWSKI

Zbigniew BUŁA

Paweł Henryk KARNKOWSKI

Andrzej KONON

Nestor OSZCZYPKO

Andrzej ŚLĄCZKA

Jerzy ŻABA

Kazimierz ŻYTKO

W R O C Ł A W 2 0 1 1 K O M I T E T N A U K G E O L O G I C Z N Y C H P A N w w w . k n g e o l . p a n . p l

REGIONALIZACJA TEKTONICZNA

POLSKI

Wrocław 2011

ISBN 978-83-63377-01-4

Drukarnia KiD

Nakład: 1000 egz.

R EG ION A L IZ AC JA TEK TONICZ N A POLSK I

Wstęp

PODSTAWY REGIONALIZACJI

CZY REGIONALIZACJA JEST KONIECZNA?

PODZIAŁ OBSZARU POLSKI NA JEDNOSTKI TEKTONICZNE

Polska bez pokrywy kenozoicznej

Polska bez pokrywy permsko-mezozoicznej i dewońsko-karbońskiej

Platforma wschodnioeuropejska

Platforma zachodnioeuropejska

Blok górnośląski

Blok małopolski

Pasmo fałdowe Gór Świętokrzyskich i jednostki tektoniczne Polski południowo-wschodniej

Blok dolnośląski

Jednostki strukturalne bloku dolnośląskiego

4

5

6

7

8

14

15

18

18

22

25

28

29

29

33

36

37

39

39

39

42

47

50

50

50

51

52

58

Zachodnia część bloku dolnośląskiego

Środkowa część bloku dolnośląskiego

Wschodnia część bloku dolnośląskiego

Główne jednostki strukturalne bloku południowowielkopolskiego i jego pokrywy

Orogen karpacki

Karpaty zewnętrzne i zapadlisko przedkarpackie

Grupa magurska

Grupa średnia

Grupa brzeżna

Zapadlisko przedkarpackie

Masyw Tatr

Piętro krystaliczne – podłoże

Piętro fałdowo-płaszczowinowe – pokrywa

LITERATURA

LISTA TERMINÓW TEKTONICZNYCH

SPIS TREŚCI

4 R EG ION A L IZ AC JA TEK TONICZ N A POLSK I

Komitet Nauk Geologicznych PAN, reprezentujący naukowe środowisko geologiczne kraju, zwrócił uwagę na rosnącą niespójność używanych w literaturze podziałów Polski na jednostki tektoniczne, mnogość nazw stosowanych dla ich opisu, różnorodność kryteriów identyfikują cych poszczególne jednostki, jak i niejednoznaczności lub wręcz błędy w terminologii tektonicznej. Zgodność co do diagnozy i postanowienie zara dzenia takiemu stanowi rzeczy nie były jednak naturalnie równoznaczne ze zgodnością poglądów co do różnego typu problemów związa nych z tektonicznym podziałem Polski. W roku 2008 regionalizacji tektonicznej Polski została poświęcona konferencja naukowa, zorganizowana przez KNG i Wydział Geologii UW, a także publikacje w Przeglądzie Geologicznym (nr 58/5 i nr 58/10). Rozpoczęta w taki sposób dyskusja pozwoliła zarysować stanowiska prota go nistów i stworzyć bazę do wspólnych uogólnień.

Zgodnie z intencją KNG ogólnopolska dyskusja powinna w podsumowaniu pozwolić na nakreślenie ogól nych zasad regionalizacji tektonicznej, stworzyć podstawy do pewnego usystematyzowania istniejących podziałów regional nych, oraz umożliwić zaproponowanie schematu uporządkowania wyróżnionych dotąd jednostek, który mógłby podlegać dalszej ewolucji uzasadnionej przez postęp wiedzy i przyrost nowych danych.

Publiczna debata nie była zbyt szeroko kontynuowana przez środowisko geologicz ne. Nie zmieniło to jednak wyjściowej konstatacji wyrażonej przez członków KNG, przeciw nie – raczej ujawniło przy czy ny opisanego stanu rzeczy i potrzebę jego naprawy. W związku z tym Komitet Nauk Geologicznych powołał zespół ds. regionalizacji tektonicznej Polski z zadaniem przygotowania próby takiej naprawy. Publikacja niniejsza stanowi wynik prac zespołu i jest owocem dys-kusji oraz kompromisowego przekształcenia różnych opinii w możliwie spójną propozycję podziału Polski na jednostki tektoniczne wraz ze wskazaniem ich granic i zasadniczych cech wewnętrznych. Jest to swoista wypadkowa różnych, dotąd publikowa nych wersji oraz autorskich poglądów – efekt kompilacji sporządzonej zgodnie z przyjętymi w toku prac ogólnymi zasadami postępowania oraz z podstawowymi, ogól nie uznanymi regułami kla syfikacji naukowej. Propozycja ta, wraz z rozwojem wiedzy, może i powinna podlegać w róż nych punktach rewizji, modyfikacjom i ulepszeniom, jednakże bez wprowadzania chaosu terminologicznego i pojęciowego. Komitet Nauk Geologicznych PAN uważa, że przedkładany Państwu tekst, wraz z zawartymi w nim rekomendacjami, może być punktem wyjścia do tak pojętej, konstruktywnej dyskusji, prowadzonej tak w bliższej jak i w dalszej przyszłości.

Andrzej Żelaźniewicz

Przewodniczący Komitetu Nauk Geologicznych PAN

K

5PODSTAW Y R EG ION A L IZ AC J I

PODSTAWY REGIONALIZACJI

K ompetentnie sporządzony opis budowy geologicznej obszaru o do-wolnej wielkości i przedstawienie modelu jego struktury w przekroju lub na blokdiagramie wymaga wyróż nienia jednostek tektonicznych

– trójwymiarowych i dwuwymiarowych (uskoki) struktur, które wypełniają przestrzeń geologiczną. Regionalizacja tekto nicz na polega zatem na iden-tyfi ka cji struktur tektonicznych o określonym charakterze, granicach i roz-przestrze nieniu w obrębie danego obszaru – prowincji geograficznej lub kraju. Regionalne jedno s tki tekto niczne powinny być wydzielane po rozpoznaniu ich budowy wewnętrznej i formy struk turalnej.

Jednostka tektoniczna jest produktem deformacji określonego fragmentu skorupy ziem skiej o dowolnej historii geologicznej – strukturą lub zes-połem struktur tektonicznych o swoistych cechach charakterystycznych i rozpoznawalnych granicach, umo żliwiających przedstawienie jej na mapie. Mapa geologiczna jest obrazem intersekcji z powierzchnią terenu (albo z dowolnie wybraną powierzchnią ścięcia pozio mego) gra nic ciał skalnych wbudowanych i składających się na współcześnie występujące w skorupie ziemskiej jednostki tektoniczne. Roz pozna nie i wydzielenie tych jednostek jest zawsze ustalaniem stanu dzisiejszego – procedurą badawczą, która powinna być wykony wa na zgodnie z ogólnymi zasadami badania naukowego. Wyniki

tej procedury, o ile stoso wana będzie ona przez profe sjonalistów, powinny być w zasadzie podobne. Różne nato miast – niekiedy nawet diametralnie – mogą być interpretacje ewolucji i procesów prowa dzących do wytw-o rzenia dzisiejszego układu jednostek tektonicznych. Rozpoznanie jed-nostek tektonicz nych w danym regionie musi być poprzedzone właściwą identyfikacją jednos tek lito lo gicznych (odmian skalnych) oraz odpowiednich jednostek stratygra ficz nych, co również podlega pewnym, określonym zasadom (por. Racki & Narkiewicz, 2006).

Ciała skalne odwzorowywane na mapach geologicznych dokumentuje się zazwyczaj jako wy dzie lenia litologiczne lub litostratygraficzne. Jednostki chronostratygraficzne, nierzadko na mapach wyróżniane, w wielu przypadkach nie nadają się dla celów regionalizacji tekto nicznej, gdyż ich granice nie muszą i często nie pokrywają się z granicami jednostek lito logicznych czy litostratygra ficznych, które z natury rzeczy lepiej nadają się do wizu alizacji struktur tektonicznych – efektów deformacji skorupy ziemskiej. Wyróżnienie jednostki tektonicznej powinno być dokonywane po uwzględ-nie niu dostęp nych danych geologicznych oraz geofizycznych i powinno obejmować okreś lenie jej cech diagnostycz nych oraz granic strukturalnych z jednostkami sąsiednimi. Jed nostki tek to nicz ne mają grani ce wyznaczane


różnego typu uskokami lub mają granice przej ścio we (np. między antykliną i synkliną). Granice te powinny być określane tak, by można je było przed-stawić na mapie tektonicznej.

Wskazane jest, by nazwy jednostek tektonicznych były możliwie opisowe, od zwierciedlały obserwacje terenowe oraz wgłębne i odnosiły się do geometrycznej klasyfikacji struktur, a nie do ich interpr e tacji genetycznej. Zmiany nazwy lub redefinicja wcześniej wydzielonej jed-nostki tek to nicznej powinna być podejmowana jedynie w uzasadnionych przypadkach i dokony wana poprzez wykazanie merytorycznych wad definicji dotychczasowej oraz zalet nowej propo zycji, z zachowaniem przyjętych reguł postępowania – chodzi o wskazanie czytel nego uza-sadnienia, dlaczego „nowe jest lepsze od starego”. W przypadku istnienia w literaturze większej liczby nazw na określenie redefiniowanej jednostki tektonicznej dość naturalne jest respektowanie priorytetu nazwy najstar szej lub najbardziej powszech nie stoso wa nej, o ile podstawa jej wydzielenia nie stoi w sprzeczności z przyjętymi regu łami i zale ce niami, co nakazywałoby zaprzestania posługiwania się nia. Podobnie ma się rzecz z terminami

Tak, bo regionalizacja tektoniczna to identyfikacja i klasyfikacja trój-wymiarowych lub dwuwymiarowych elementów strukturalnych skorupy ziemskiej widocznych w obrazie mapy geologicznej, która ilustruje ich dzisiejszy układ przestrzenny. Działania takie należą do podstawowych czynności, jakich należy dokonać w trakcie badań naukowych – ich prowadzenie powinno być zgodne z przyjętymi ogólnie zasadami i kryteriami. Takie sposób postępowania powienien wyłączać nadmierną dowolność autorską i – jak to

używanymi równocześnie, np. „rów przedgórski” i „zapadlisko przed-górskie”. W dalszej perspektywie, w obiegu powszechnym zostanie termin bardziej przy swojony, bo częściej w literaturze używany.

Choć istniejące podziały regionalne na różnych poziomach szczegółowości mogą być rewido wane – ulepszane, uzupełniane lub zmieniane, należy to czynić bez wprowadzania chaosu – zastępowania starych nazw nowymi bez podania odpowiedniego uzasadnienia, czy też posługiwania się kryteriami nietektonicznymi przy definiowaniu jednostek tekto nicznych. Dlatego też wskazane jest, aby wszelkie rewizje dokonywane były rozważnie i od po-wie dzial nie, a to powinny ułatwić rekomendowane wyżej ogólne prawidła postępo wania w takich przy padkach.

Terminologia tektoniczna, stosowana w niniejszym opracowaniu, jest zgodna z rekomen dowaną przez Komitet Nauk Geologicznych Listą Terminów Tektonicznych (Przegląd Geo logiczny, 56/10: 892–894), przytoczoną na końcu tekstu. Definicje podanych terminów nie odnoszą się do genezy lecz do typu struktur geologicznych i podają ich sens tekto niczny.

CZY REGIONALIZACJA JEST KONIECZNA?

bywa w praktyce – zastępowanie naukowej klasyfikacji interpretacjami, gdyż te z natury rzeczy podlegają zmianom, a często są obarczone znaczną dozą subiektywizmu (por. Żelaźniewicz, 2008).

Z natury rzeczy regionalizacja tektoniczna kraju przedstawia dziś obser-wowany układ struktur tektonicznych w skorupie, który wytworzył się wskutek określonych zdarzeń diastroficznych. Między innymi dlatego nie

7PODZ I A Ł OBSZ A RU POLSK I N A JEDNOSTK I TEK TONICZ NE

PODZIAŁ OBSZARU POLSKI NA JEDNOSTKI TEKTONICZNE

można jej użyć wprost do rekonstrukcji paleogeograficznych, ani też do analizy sedymentologicznej basenów, które uległy inwersji, a więc do badania procesów geologicznych poprzedzających to wydarzenie. Konstatacja ta naturalnie nie zmienia faktu tektonicznych uwarunkowań rozwoju basenów przed ich inwersją.

Podstawy poprawnie dokonanej klasyfikacji – w naszym przypadku regionalizacji geologicznej – opatrzonej możliwie jednoznaczną terminologią tektoniczną, nie powinny następnie wymagać gruntownych rewizji, po-

Zasadniczym rysem budowy tektonicznej Polski jest pasowy układ struktur powstałych w trakcie orogenez kaledońskiej, waryscyjskiej i alpejskiej przy południowo-zachodniej krawędzi kratonu wschodnioeuropejskiego odzwierciedlający kolejne etapy akrecji kontynentalnej w fanerozoiku. Obszar Polski znajduje się na styku dwóch, odrębnych elementów litosfery tworzących cokoły proterozoicznej platformy wschodnioeuropejskiej1 oraz młodszej, paleozoicznej platformy zachodnioeuropejskiej2.

Ze względu na kilkupiętrowość osadowej pokrywy platformowej, dla możliwie klarownego przedstawienia głównych jednostek tektonicznych Polski posłużymy się w tym opracowaniu 3 mapami tektonicznymi w małej skali (~ 1 : 2 700 000). Jedna z tych map prezentuje jednostki widoczne na powierzchni podkenozoicznej (poza obszarem Karpat), druga – jednostki widoczne na powierzchni podpermsko-mezozoicznej, a trzecia – struktury podłoża wychodzące na na powierzchnię poddewońską. Na każdej z tych map czytelne są główne elementy tektoniczne kraju, tworzone przez 3

dobnie jak nie wymagają ich podstawy obowiązującej w Polsce od lat regionalizacji fizycznogeograficznej (Kondracki, 2002), mimo nie zawsze fortunnie dobranych nazw regionów fizycznogeograficznych. W obrębie dużych jednostek tektonicznych, widocznych na mapach w małej skali, mogą być naturalnie wydzielane – oczywiście z zachowaniem tych samych zasad identyfikacji i klasyfikacji – jednostki mniejsze, drugiego czy trzeciego rzędu, widoczne na mapach w większej skali. Tak wyróżnione jednostki, dzięki jednolitości kryteriów, powinny być jednoznacznie czytelne dla wszystkich odbiorców i użytkowników informacji geologicznej.

jednostki najwyższego rzędu – megajednostki (Fig. 1): • platformę wschodnioeuropejską, • platformę zachodnioeuropejską, • orogen karpacki. Dość dokładnie odpowiadają one trzem megaregionom wyróżnianym w podziale fizycznogeograficznym Polski (Kondracki, 2002).

Proponowana przez nas praktyka użycia więcej niż jednej mapy w małej skali dla prezentowania wielopiętrowej struktury tektonicznej Polski pozwala na

1 Platforma wschodnioeuropejska ma paleo- i mezoproterozoiczne podłoże oraz neopro-terozoiczną, paleozoiczną i mezozoiczną pokrywę. Ze względu na wiek podłoża, zgodnie z przyjętą w literaturze światowej definicją kratonu, ta megajednostka może być określana także terminem kraton wschodnioeuropejski. 2 Platforma zachodnioeuropejska ma neoproterozoiczne i paleozoiczne podłoże oraz wielo-piętrową pokrywę fanerozoiczną.


łatwiejsze uzyskanie lepiej czytelnego obraz budowy geologicznej Polski, niż posłużenie się w tym celu tylko jedną mapą, na której – z konieczności – nałożone są wtedy na siebie elementy różnych planów strukturalnych, powstałych w różnym czasie geologicznym, co skutecznie ten obraz zaciemnia (por. Żelaźniewicz, 2008).

Polska bez pokrywy kenozoicznej

Mapa powierzchni podkenozoicznej przedstawia pasowy układ zarówno jednostek tekto nicznych eratemu mezozoicznego (Fig. 2) jak i wychodni systemów mezo zoicznych na pół noc od Sudetów i Karpat. W Polsce po łu d nio-wo-zachodniej dominują utwory triasowe, w środko wej – jurajsko-kredowe, a w pół noc no-wschodniej – kredowe (Fig. 2A). Wskazuje to na obniżanie się spągu mezozoiku i wzrost miąższości utworów permsko-mezozoicznych w kierunku północnym i północno-wschodnim. Obni ża nie stropu podłoża postępowało rów no cześnie z akumulacją osadów w tzw. basenie pol skim, rozwiniętym w permie i mezo zoiku wzdłuż strefy granicznej platform: wschodnio euro pej skiej i zachodnioeuropej skiej, wyznaczającej w ich podłożu szeroką (~200 km), jednak niezbyt precyzyjnie zdefiniowaną, strefę tzw.szwutranseuropejskiego(TESZ; ang. Trans-European Suture Zone) o prze-bie gu NW-SE (Berthelsen, 1992, 1993; Dadlez, 1993, 2006; Pharaoh, 1999). Inwersja ba senu polskiego na przełomie kredy i paleocenu doprowadziła do powstania antyklinorium śródpolskiego, przyległych synklinoriów oraz monoklinyprzedsudeckiejimonoklinyśląsko-krakowskiej (Fig. 2).

Intersekcja granic systemów mezozoicznych z powierzchnią podkenozoiczną decyduje o płytkim obrazie budowy geologicznej Polski, widocznym na mapach pozbawionych pokry wy kenozo icznej (Fig. 2, 2A). Na mapach geologicznych Polski, które prezentują mezo zoik w podziale na jednostki chronostra tygraficz-ne (np. Dadlez i in., 2000) obecność anty kli nor ium jest łat wo zauważalna dzięki otoczeniu wychodni systemu jurajskiego przez wychodnie syste mu kredowego

Fig. 1. Schemat podziału Polski na trzy megajednostki tektoniczne. Za granicę między platformami przyjęto zespół uskoków zrzutowych, znacznie obniżający krystaliczny cokół platformy wschodnioeuropejskiej (por. Fig. 3A, Fig. 8) i wyzna-czający NE granicę strefy szwu transeuropejskiego (TESZ; Dadlez, 1993).

9POLSK A BEZ POK RY W Y K ENOZOICZ NE J

(Fig. 2A). Jednakże wyznaczenie pozycji i przebiegu granic anty klinor ium z przyległymi synklinor iami tylko na podstawie dwuwymiarowego obrazu tej mapy nie jest możliwe. Struktury te są trójwy mia rowe i dlatego ich granice można wyzna czyć dopie ro po uwzględnieniu trzeciego wymiaru (Fig. 3). Służą temu prze kroje i blokdiagramy – nieodzow ne elementy całościowej pre zen tacji struktur tektonicznych. Anty kli noria i synkli noria, podobnie jak antykliny i syn kliny, mają granice przejściowe (nieostre, stre fo we), nie-kiedy trudne do precyzyjnej lokalizacji, a zatem w praktyce, z konieczności, często nieco umowne. Tym niemniej pod uwagę zawsze powinna być brana trójwymiarowa geomet ria struk tur tektonicznych, a nie tylko widziany na mapie obraz intersekcyjny wychodni granic jednostek litologicznych lub stra tygraficznych.

Tektoniczna granica szerokopromiennego antyklinoriumśródpolskiego (ang. Mid-Polish Anticlinorium) z synklinorium szczecińsko-miechowskim (ang. Szczecin-Miechów Synclinorium) nie została dotąd wyznaczona. Tradycyjnie jest ona pojmowana jako granica umowna i miałaby ją stanowić linia intersekcyjna wychodni spągu kredy górnej na po wierz chni podkenozoicznej (Pożaryski, 1974). Naturalnie jednowymiarowa linia nie może być utożsam iana z żadną granicą tektoniczną, a wychodnia kredy nie może dzielić anty kli norium od syn klinorium, gdyż niezamierzoną konsekwencją strukturalną takiej wad liwej de finicji byłaby nonsensowna implikacja, że synklinorium leży ponad anty klin or ium. Oczywiste jest, że tektoniczna granica między tymi dwoma trójwymiaro wymi strukturami musi być wyznaczana tak, jak czyni się to w przypadku fałdów. Powinna się ona zatem znaleźć pomiędzy strukturalnie najniższym przegu bem synklinalnym i struk tu ralnie naj wyż szym przegubem antykli nalnym wyróżnialnymi w sfałdowanych powierz chniach spągowych i stropowych poszczególnych systemów mezozo icznych i udokumen to wanymi na przekrojach (Fig. 3A). Umownie można przyjąć, że leży ona w przybliżeniu w poło wie odległości między tymi przegubami i wyznacza stromą powierzchnię, której inter sekcja z powierzchnią podkenozoiczną stanowi na mapie obraz granicy antykli norium i syn klinor ium (Fig. 2). Położenie przestrzenne w taki sposób wyznaczonej

granicy tekto nicznej od biega od położenia granic antyklinorium śródpolskiego z przyległymi synklinor iami, przyj mowanych przez Narkiewicza & Dadleza (2008) błędnie – jako toż samych z chro nostraty graficzną granicą jura-kreda, ale i niekonsekwentnie, bo także na podstawie „grad ientów morfologii” podłoża podcechsztyńskiego. Wychodnie granic jura-kreda i trias-jura odbiegają dalece od położenia proponowanych w tym opracowaniu granic tekto nicz nych, co przedstawiono na mapie (Fig. 2), która pokazuje niewłaś ciwość utoż sa miania granic jednostek tek tonicznych z granicami jednostek chronostratygraficznych. Antyklinorium śródpolskie bywa też określane terminem „wał”, a przyległe synklinoria terminem „niecka”. W przeszłości terminy te cieszyły się zmienną sympatią u tych samych autorów (por. Pożaryski, 1974). Historycznie priorytetowym jest termin antyklinorium środko wopolskie wprowadzony przez Czarnockiego (1951). Opowiadamy się za jego utrzymaniem, lecz proponujemy, idąc za argumentacją Narkiewicza & Dadleza (2008), zastąpienie przymiotnika „środkowopolskie”, niewłaściwie sugerującego ograniczenie położenia antyklinorium do środka Polski, przymiotnikiem „śródpolskie”. Zwolennicy określeń „wał” i „niecki” (np. Narkiewicz & Dadlez, 2008) uważają, że są one bardziej właściwe do określania struktur w obszarach platformowych, a terminy antykli nor ia i synklinoria powinny być ograniczone do opisu obszarów orogenicznych. Choć termino logiczne uwypuklenie różnic między obszarami o różnej tektonice mogłoby być zasadne, to sam pogląd jest raczej chybiony. Idąc za tokiem takiego rozumowania również antykliny i syn-kliny powinny by być wyróż ni ane jedynie w orogenach. Tymczasem struktury takie oczywiście istnieją i na obszarach nieorogenicznych, a definicje fałdu, anty kliny czy synkliny żadnego ograniczenia nie podają (patrz Lista terminów tektonicznych), więc nie ma też i powodu, by je wprowadzać w odnie sieniu do anty klinorium i synklinoriów.

Ze względów formalnych i porządkowych wydaje się wskazane odejście od logicznie bezza sadnego, choć praktykowanego, podziału wału na wały, niecki na niecki, itp. Dlatego też antyklinorium i oba przyległe synklinoria proponujemy dzielić na segmenty (Fig. 2), a nie znów na antyklinoria i synklinoria.


Zgodnie z proponowanymi tu kryteriami granicę tektoniczną między synklinorium szcze cińsko-miechowskim a monokliną przedsudeckąimonoklinąśląsko-krakowską należa łoby przyjmować w miejscu, gdzie spąg i strop triasu monokliny tracą swe ho mo klinal ne na chylenie, ulegają wciągnięciu w brzeżne fałdy synklinorium wraz z wyżej leżącą jurą (Fig. 2, 3A), ponad przydslokacyjnymi strukturami halotektonicznymi. Strukturalnie pow stanie tej grani cy było w znacznym stopniu pre destynowane aktywnością usko ków w pod-łożu mezozoiku. W przekroju jest ona widoczna jako stroma powierzchnia tnąca skrzydła brzeżnych fałdów, a jej pionowa projek cja na kenozoiczną po wierz chnię erozyjną lub jej intersekcja z tą powierzchnią wyznacza na ma pie linię graniczną oddzielającą synkli nor ium od monokliny. Grani cę południowo-zachod nią monokliny przedsudeckiej stanowi strefauskokowaOdry (Fig. 2, 3A).

Konsekwentnie granicę antyklinorium śródpolskiego z synklinoriumkościerzyńsko-puławskimwyznaczyć należałoby w miej s cach zmian upadu sfałdowanych powierzchni granicznych trias-jura i jura-kreda, pomiędzy strukturalnie najniższym przegu bem synkli nalnym i strukturalnie naj-wyż szym przegubem antykli nalnym, wyróżnialnymi w sfałdo wanych po-wierzchniach spągowych i stropowych poszczególnych systemów mezozo icz-nych, czyli postapić podobnie jak przy wyznaczaniu granicy antyklinorium i synklinor ium szczecińsko-miechow skiego (Fig. 2, 3A).

Synklinorium kościerzyńsko-puławskie (ang. Kościerzyna-Puławy Synclinorium) określane było dotąd jako synklinorium (niecka) brzeżne i przymiotnik ten zachowuje swój terminologiczny priorytet. Ponieważ jednak nie jest oczy wiste, do czego owa „brzeżność” odnosi się w piętrze mezozoicznym, a także biorąc pod uwagę opatrzenie antyklinorium i pozostałego synkli norium nazwami geogra ficz nymi, to dla zacho wa nia jednolitości zamiast określenia „brzeżne” proponujemy okreś lenie „koś-cie rzyńsko-puławskie”. Człon „puławski” naśla duje tu słuszną propozycję Narkiewicza & Dadleza (2008), sugerujących by zastąpił on używany do tego samego celu przymiotnik „lubelski”, który powinien pozostać

zarezerwowany jedynie do okreś lenia rowu mazo wiec ko-lubel skiego. Takie pro pozycje wydają się słuszne, bo pozwalają unikać zbęd nego zamie szania wprowadzanego przez dublowanie nazewnictwa i posługi wanie się podobnie, lub wręcz identycznie brzmią cymi ter mi nami dla opisu różnych jed nostek tektonicznych.

Granice synklinorium kościerzyńsko-puławskiego i monoklinymazursko-podlaskiej (Narkiewicz & Dadlez, 2008), w obrębie mezozo icz nego piętra pokry wy platformy wschod nioeuropejskiej, trzeba by umieścić w strefie wycienienia warstw kredy na plat formie, w skrzydle synklinorium (Fig. 2, 3A). Oś tego synklinorium leży ponad strefą zmian upadów warstw w eratemie triasowym oraz ponad uskokami i wysadami w podłożu, i pokrywa się ze strefą maksymal nych miąższości kredy (Karnkowski, 2008).

Termin monoklina mazursko-podlaska (ang. Mazury-Podlasie Homocline) został zapro ponowany przez Narkiewicza & Dadleza (2008). Opowiadamy się za jego utrzymaniem. Oddaje on dobrze symetrycz ność struktury mezozoicznego piętra platformowego w Polsce, z centralnie położonym antyklinorium, oddzielonym synklinoriami od monoklin: przedsu deckiej na SW i mazur sko-podlaskiej na NE. Termin monoklina mazursko-podlaska lepiej też wyraża rozmiar tej struktury i bardziej pasuje do pozostałych jednostek tektonicznych wyróżnionych w tym piętrze, niż używany dotąd termin platforma wschodnioeuropejska, która jest jednostką wyższej kategorii (Fig. 1, 2).

Antyklinorium śród polskie zanurza się pod Morze Bałtyckie po stronie NW, a po stronie SE kontynuuje się na terytorium Ukrainy. Zróżnicowanie podłużne wew nętrz nej budo wy anty klinorium śród pol skie go, uwarunkowane mechanizmem i wielkością subsydencji dna basenu pol skie go, sprawia, że jest ono wyraźnie trójdzielne, co pozwala wyróżnić trzy segmenty: pomor ski, kujawski i szydłowiecki (Fig. 3B). W części północnej można w antyklinorium wy dzie lić strukturalnie płytszy segmentpomorski (ang. Pomeranian Segment) i struk tu ralnie głębszy segmentkujawski(ang. Kuiavian Segment) (Fig. 3B).


Wgłębna granica między nimi prze biega w przy bliżeniu wzdłuż progowego, poprzecznego skłonu podłoża na liniiŚwiecie–Bydgoszcz w strefie Poznań-Bydgoszcz-Toruń (Janik i in., 2005; Dadlez, 2006; Narkiewicz & Dadlez, 2008). Projekcję pionową tej granicy na powierz chnię pod kenozoicz ną zazna czono na mapie (Fig. 2, 3B). Granicę między segmentem kujawskim i szydłowieckim (Karnkowski, 2008) sta no wi skłon podłoża, który tworzy wyraźny próg w dnie ba senu polskiego, odpowiada jący uskokowiGrójca(ang. Grójec Fault) (Dadlez, 2006; Janik i in., 2005). Jak podkreśla no już wcześniej, budo wę antyklinorium i przyległych syn klinor iów dobrze charak teryzują mapy ścięcia pozio mego (Kotański i in., 1997), jednak z koniecznym ich uzupełnie niem przekrojami po przecz nymi i podłuż nymi.

W synklinorium szczecińsko-miechowskim, przylegającym do anty-klinorium śród pol skiego od strony południowo-zachodniej, moż na wyróż-nić segmenty: szczecińsko-gorzowski, mogileńsko-łódzki i miechowski (Fig. 2). Za gra nicę między segmentami szczecińsko-gorzowskim i mo-gileńsko-łódzkim należałoby przyjąć strukturę, którą proponu jemy wyróżnić jako pasmofałdowo-uskokowe Drawno-Poznań (ang. Drawno-Poznań Fold-and-Fault Belt). Jest to ciąg antyklin z jurajskimi jądrami, obciętych uskokami i two rzących półzręby lub zręby. Dalej, na południe od Poznania, łączą się one z parokrotnie reaktywowaną strefą uskokową, której najwyraź niej szym elementem jest rów o szerokości 1-3 km, kończący się na SSE permskim rowemLaskowicOławskich(ang. Laskowice Oławskie Graben). Cała ta struktura została nazwana przez Sokołowskiego (1972) ro-wem poznańsko-gostyńsko-uczeszowsko-oleśnickim. Biorąc pod uwagę mezozoiczne od mło dzenie uskoków rów ten ograniczających, proponujemy całą tę strukturę nazwać krócej strefąuskokową Luboń-Brzeg (ang. Luboń-Brzeg Fault Zone).

Segmenty mogileńsko-łódzki i miechowski (Fig. 2) są z kolei rozdzielone strukturą nazy waną niegdyś „ryglem Kodrąbia”, „pomostem przedborskim” i elewacjąradomszczańską(Pożaryski, 1974). Ponieważ strukturę tę tworzą liczne antykliny

i synkliny, proponujemy określić ją terminem fałdy radomszczańskie (ang. Radomsko Folds), co chyba najlepiej oddaje istotę jej charakteru tektonicznego. W trzeciorzędzie fałdy radomszczańskie zostały od północy obcięte przez mioceńską strefęuskokowąWieluń-Kraśnik(ang. Wieluń-Kraśnik Fault Zone), z którą związany jest rówKleszczowa(ang. Kleszczów Graben).

W erze mezozoicznej basen polski kontynuował się ku SE, poza „skłon Grójca”, na obszar tzw. mezozoicz nego obrzeże nia Gór Świętokrzyskich, które w małym tylko stopniu uległo wtedy subsydencji. Strukturalnie obszar ten należy do segmentuszydłowieckiego (ang. Szydłowiec segment; Karnkowski, 2008) antyklinorium śródpolskiego i obejmuje obrzeża przyległych synklinor-iów. Segment ten różni się znacznie od sąsiedniego segmentukujawskiego, gdyż w jego jądrze znajduje się, wynu rzające się ku SE spod mezo zoiku, paleozoiczne pasmofałdoweGórŚwiętokrzyskich(Fig. 2, 3B).

W synklinoriumkościerzyńsko-puławskim, podobnie jak we wcześniej wspomnianych jednostkach, można wy różnić także trzy części – segmenty: kościerzyński, warszawski (płocki) i puławski (lubelski) o nieco umownych granicach. W ich podłożu wyznaczają je różnice w położeniu spągu mezozoiku, przy czym strukturalnie najgłębszy jest segment warszawski. Taki układ odpowiada zróżnicowaniu miąższości systemów mezozoicznych obserwowanemu wzdłuż antyklinorium śródpolskiego (Fig. 3B). Progi obecne w podłożu anty klinorium przedłużają się, choć mniej wyraźnie, w progi podłoża synklinorium i pokry wają się z prze dłużeniem w kierunku NE uskoku Świecie-Bydgoszcz i uskoku Grójca (Narkiewicz & Dadlez, 2008).

W obrębie wymienionych wgłębnych jednostek tektonicznych pierwszego rzędu można wyróżnić mniej sze struktury drugiego i trzeciego rzędu, np.: synkliny i antykliny, które daje się przedstawić na mapach i przekrojach w większej skali aż do 1 : 50 000 lub 1 : 25 000 (np. Dadlez i in., 1998; Wagner i in., 2002; Krzywiec, 2006). Należy przy tym przestrzegać tych samych zasad


Fig. 2. Mapa głównych jednostek tektonicznych Polski na powierzchni podkenozoicznej. Mapa pokazuje płytkie struktury tektoniczne pierwszego rzędu powstałe w pokrywie platform wschodnioeuropejskiej i zachodnioeuropejskiej oraz struktury istniejące w podłożu platformy zachodnioeuropejskiej w południowej Polsce. Wstawka A – Mapa geologiczna Polski bez utworów kenozoiku (Dadlez i in., 2000) z zaznaczonymi liniami przekrojów A-A’ i B-B’ z Fig. 3

Fig. 3. Przekroje geologiczne pokazujące

położenie jednostek tektonicznych, które

wychodzą na powierzchnię podkenozoiczną. A–A’ –

przekrój SW-NE prostopadły do rozciągłości jednostek;

B–B’ – przekrój NW–SE wzdłuż antyklinorium

śródpolskiego uwidaczniający jego poprzeczne segmenty.


i tego samego toku postępowania jak przy wyróżnianiu struktur 1-szego rzędu, widocznych na mapach w małej skali (1 : 4 000 000 do 1 : 1 000 000). Część z nich ma już swoje lokalne naz wy, jak np. antyklina Kołobrzegu, synklina Trzebiatowa, anty klina Piły, inne cze kają na szczegółowy opis i wyróżnienie w toku dalszych badań struk turalnych i prospekcyjnych. W obrębie jednostek tektonicznych 1-szego rzędu, które odsła niają się na powierzchni w Tatrach, w Górach Świętokrzyskich i w Sudetach, rozpoznano i nazwano wiele struktur niższych rzędów. Ich omówienie wykracza jednak poza ramy tego opracowania.

Monoklina przedsudecka (ang. Fore-Sudetic Homocline), wyróżniona po raz pierwszy przez Tokarskiego (1958), zbudowana jest z utworów permsko-triasowych. Od strony SW graniczy ona, poprzez strefę usko kową Odry, z synkli norium północnosudeckim, Sudetami Zachodnimi i Sudetami Wschod-nimi, a częściowo skry ta jest pod północnym skrajem nieckiopolskiej (ang. Opole Trough). Od strony NE monoklina graniczy z segmentem mo gi leńsko-łódzkim synklinorium szczecińsko-miechowskiego, a na N z segmentem szczecińsko-go rzow skim tego synklinorium (Karnkowski, 2010).

Monoklinaśląsko-krakowska(ang. Kraków-Silesian Homocline) zbudo wana z różnych ogniw triasu i jury rozdzielanych przerwami sedymentacyjnymi i niezgod noś ciami kątowymi, leży strukturalnie ponad północną częścią pasma fałdowego morawsko-śląskiego, ponad północną i północno-wschodnią częścią zapadliska górno śląs kiego, ponad strefą uskokową Kraków-Lubliniec i ponad południo wo-zachodnim skrajem bloku małopol skiego. Na wscho-dzie graniczy ona z segmentem miechowskim synklinorium szczecińsko-miechow skiego, na południu chowa się pod Karpatami, na zachodzie pod niecką opolską, a na północy przechodzi w monoklinę przedsudecką (Fig. 2).Podłoże platformy zachodnioeuropejskiej, widoczne na powierzchni podkenozoicznej (Fig. 2), zostanie scharakteryzowane poniżej, w rozdziałach poświęconych Polsce bez pokrywy permsko -me zo zoicznej i dewońsko-karbońskiej oraz orogenowi karpackiemu.

Polska bez pokrywy permsko-mezozoiczneji dewońsko-karbońskiejMapa jednostek tektonicznych na powierzchni podpermsko-mezozoicznej (Fig. 4) uwida cznia już wyraźniej strukturę platformy wschodnio-europejskiej i platformy zachodnioeuropejskiej, niż mapa powierzchni podkenozoicznej. Dane nie zbędne do regionalizacji tektonicznej dolnego piętra platformy zachodnioeuropej skiej pochodzą jedynie z wierceń lub badań geofizycznych, ich interpretacja jest przedmiotem dyskusji, a badania wymagają kontynuacji. Na powierzchni podpermskiej poza platformą wschodnioeuropejską widoczne są skały należące do piętra dewońsko-karbońskiego pokrywy platformy zachodnioeuro pej skiej, spod których wyłaniają się na wschodzie elementy pasma fałdowego Gór Święto krzyskich3 i neoproterozoiczne podłoże bloku małopolskiego (tzw. antyklinorium górnego Sanu), na południu – fragmenty dolnopaleozoicznej pokrywy bloku małopolskiego, a na zacho dzie – orogen waryscyjski (blok dolnośląski) wraz z jego przedpolem ujętym w wiel kopolskie pasmo fałdowo-nasuwcze i morawsko-śląskie pasmo fałdowo-nasuwcze (Fig. 4). Mapa, która powstaje po usunięciu dewońsko-kar boń skiego piętra pokrywy platfor mowej, odsłania głębsze podłoże platformy zachodnio europejskiej i pozwala na ukazanie „głębokiego” obrazu budowy geologicznej Polski oraz na schema tyczną regio nalizację tektoniczną kraju (Fig. 5).

Granicę między platformą wschodnioeuropejską i zachodnieuropejską stanowi strefa tzw. szwu transeuropejskiego (TESZ), o przebiegu NW-SE

3 Pasmo fałdowe Gór Świętokrzyskich stanowi fragment podłoża platformy zachodnioeuropej-skiej o złożonej dwupiętrowej budowie. W strefie kieleckiej tego pasma, do dolnego piętra strukturalnego należy sfałdowana sukcesja kambryjsko-sylurska, podczas gdy górne piętro strukturalne reprezentowane jest przez leżące ponad nimi niezgodnie, słabiej sfałdowane utwory dewonu i karbonu. Strefa łysogórska prawie w całości należy do piętra górnego, które zastało sfałdowane w karbonie.

15PL ATFOR M A WSCHODNIOEUROPE JSK A

(Berthelsen, 1992,1993; Pharaoh, 1999), uważana za produkt, równoczesnej z rozwojem orogenu kaledońskiego w Skandy nawii, wczesnopaleozoicz-nej akrecji terranów (blok pomorski, blok łyso górski, blok mało polski, blok Gór nego Śląska), o bałtyckiej lub pery-gondwańskiej proweniencji, które zostały do budowane do południowo-zachodniej kra wędzi platformy wschodnioeuropej skiej, stano wiącej część paleokontynentu Baltiki (Franke, 1995; Dadlez, 2000; Dadlez i in., 2005; Nawrocki & Poprawa, 2006; Nawrocki i in., 2007). Jednostki te, na leżąc do plat formy zachodnio europejskiej, tworzyły podłoże dla rozwoju waryscyjskiej pryzmy oroge nicznej, której część zewnętrzną budują pasma fałdowe lub fałdowo-nasuwcze Wielkopol-ski i strefy moraw sko-śląskiej, a część wewnętrzną blok dolnośląski wraz z Sudetami (Fig. 4).

Platforma wschodnioeuropejska

W granicach Polski kratoniczne podłoże platformywschodnieuropejskiej tworzone jest przez paleo- mezoproteorozoicz ne kompleksy metamagmowe i metaosadowe cyklu sweko feńskiego o wieku pro tolitów 2.1–1.8 Ga. Występują one w NE-SW biegnących pasmach, które należą do fennoskandzkiej części Bałtyki (Bogdanowa i in., 2005). Pasma te są dob rze czytelne w obrazie ano-malii magnetycznych i grawimetrycznych, ale ich pozycja geo dyna miczna jest niejasna (terrany?). W skały te, w okresie 1.55–1.45 Ga, intrudowały gra nity typu A. Ostatnio próbu je się je przypisać bliżej dotąd nieokreś lonemu „dano-polskie mu” wy da rzeniu orogeni cz ne mu, lecz brak jest przesłanek mogących tę tezę zweryfikować. Kolejne epizody ma g mo we wieku 640–550 Ma i ~350 Ma przejawiły się: (1) trapowym wulkaniz mem bazal tów alka licznych, trachyandezytów oraz toleitów kwarcowych w kriogenie i ediakarze, a także (2) lo kal nymi intru zjami sjenitów we wczesnym kar bonie.

Prekambryjski, krystaliczny fundament platformy został nawiercony w an-teklizach (Fig. 4). Choć rdze niowanie nie było kompletne, to dzięki badaniom

zachowanych rdzeni wiertni czych, poznano wiele cech cokołu kratonuwschodnieuropejskiego (ang. East European Craton) w jego SW zakoń czeniu. W planie podperm skim w polskiej części platformy wschodnioeuropejskiej wyraź nie rysują się duże struktury tekto niczne. Są to: syneklizaperybałtycka, anteklizamazursko-białoruska i syneklizapodlaska(Fig. 4, 5).

Jądro anteklizymazursko-białoruskiej (ang. Mazurian-Belorussian Ante-clise) zbudowane jest z paleoproterozoicznych skał mag mowych (1,83–1,81 Ga) i metaosadowych (Krzemińska, 2010). Skrzydła anteklizy tworzo ne są przez utwory platformowe kriogenu (Polesie fm.), a ponad nimi, z niezgod-nością ero zyjną lub też bezpośrednio na krystaliniku, zalega ediakarska sukcesja epi kon tynentalna, któ ra przechodzi w sukcesję dolnopaleo zoicz-ną, z przejawami regresji i erozji z końcem środkowe go kambru i w późnym kambrze, która pojawiła się powierzchni podper m skiej czy też podtriasowej wskutek erozji przed permem lub tria sem. Te sukcesje osadowe znajdują się przede wszystkim w syneklizach.

Zgodnie z definicjami anteklizy i synklizy (Lista terminów tektonicznych), struktury te mają granice typu przej ścio wego, przez co dokład na ich lo-kalizacja może być utrudniona, zwłasz cza przy jedynie wiertni czym rozpoz-naniu tych struktur. Ze względów praktycznych, przy uwzględnieniu skutków wspomnianej erozji, na mapie powierzchni podpermskiej w skali 1:4 000 000 gra nice te wyznaczono wzdłuż linii inter sekcyjnej kontaktu fundamentu krystalicznego i po kry wy osadowej (Fig. 4, 5).

W syneklizie podlaskiej (podlasko-lubelskiej) sukcesja ediakarska ujęta jest w 5 formacji, a w mułowcach najwyższej z nich znajduje się granica prekambr/kambr. Sukcesja dolnopa leo zoiczna najszerzej rozwinęła się w sy-neklizieperybałtyckiej (ang. Peri-Baltic Syneclise). Obrzeżając od W ante-klizę mazursko-biało ruską kontynuuje się ona w synkeliziepodlaskiej(ang. Podlasie Syneclise), a dalej ku S okala zrąbŁukowa (ang. Łuków Horst) (Fig. 5).


Fig. 4. Mapa głównych jednostek tektonicznych Polski platformy wschodnioeuro-pejskiej i platformy zachodnioeuropejskiej pod pokrywą permsko-mezozoiczną i kenozoiczną.

Fig. 5. Mapa głównych jednostek tektonicznych

Polski wychodzących na powierzchnię

poddewońską poza obszarem orogenu

waryscyjskiego.

17PL ATFOR M A WSCHODNIOEUROPE JSK A


Wskutek specyficznego położenia przy krawędzi platformy wschodnio-europejskiej obie syneklizy otwarte są ku SW, a tworzące je sukcesje dolnopaleozo iczne deponowane były wzdłuż skłonu platformy wscho-dnioeuropejskiej(ang. East European Platform Slope) rozpoznawalnego od Słupska przez Lublin po Chełm i Zamość, co pozwala na określenie go nazwą skłonu Słupsk-Lublin (ang. Słupsk-Lublin Slope) (Fig. 5). Jednym z jego lepiej poznanych fragmentów jest wyróżniany od dawna tzw. skłon lubelski i fakt ten znajduje swe odbicie w proponowanej nazwie całej struktury

Przedstawiona regionalizacja tektoniczna jednostek ujawniających się na po-wierzchni pod permsko-mezozoicznej (Fig. 4, 5) obejmuje tylko jednostki pierwszego rzędu. Obszar lu bel szczyzny, Mało polski i Górnego Śląska daje podstawy do podziałów dokładniejszych (dru giego, trze ciego lub nawet czwartego rzędu). Dobrym przykładem może tu być pasmofałdoweGórŚwiętokrzyskich(ang. Holy Cross Mts. Fold Belt), które można podzielić na strefy fałdowe łysogórską i kie lec ką, następnie na synklinoria i antykli noria, np. synkli nor ium klimontow-skie, a w ich obrę bie wyróżnić synkliny i antykliny, np. antyklinę chęcińską.

Platforma zachodnioeuropejska

Blok górnośląski

Na południu Polski są wyróżniane dwie duże, regionalne jednostki tektoniczne reprezen to wane przez blok górnośląski i blok małopolski. Różnią się one przede wszystkim budową prekam bryj skiego podłoża, w mniejszym stopniu zróżnicowaniem, z czasem zresztą male ją cym, pokrywy fanerozoicznej. W obrębie tej pokrywy, utwo ry dolnopaleozoiczne wyka zu ją najdalej idące różnice paleofacjal ne i paleotektoniczne.

Blok górnośląski (ang. Upper Silesia Block) stanowi część większej jednostki paleogeo graficzno-tektonicznej okreś lanej jako złożony terran

Brunowistulia(ang. Brunovistulia Terrane) (Finger i in., 2000; Żelaźniewicz i in., 2009), którego północna część rozciąga się od okolic Wiednia–Brna–Wrocławia na zachodzie po strefę uskokową Kraków–Lubli niec na północnym wschodzie (Buła & Żaba, 2005, 2008; Buła i in. 2008). Południowa część tej jednostki zalega w podłożu Karpat i sięga co naj mniej po perypienińską strefę uskokową (Fig. 5, 6, 7), być może aż do Turcji (Kalvoda i in., 2003).

Granicę zachodnią terranu Brunowistulii tworzy strefa nasunięciamoldanubskiego (ang. Moldanubian Thrust Zone) (Franke i Żelaźniewicz, 2002), którą w gra nicach Polski i w jej najbliższym sąsiedztwie wyznacza waryscyjskie pasmo Starego Miasta (Starého Města), z wchodzącym w jego strukturę nasu nięciem nyznerowskim, oraz nasunięciem strze lińskim (Oberc-Dziedzic i in. 2001, 2003). Podłoże Brunowistulii stanowi tu fundament platformy zachodnioeuropejskiej. Pojawia się ono na powierz chni w masywie strzelińskim i w masy wie Jesioników oraz na powierzchni podkenozoicznej w wierceniach, w trójkącie Krasna–Bielsko Biała–Lachowice (Fig. 6). Na pozo stałym obszarze podłoże to jest przykryte zde formowanymi i zmetamor-fizowanymi suk ces ja mi waryscyjskiej pryzmy akrecyjnej na za chodzie, skałami górnode wońsko-karboń skiego fliszu morawsko-śląskiego pasma fałdo wego, kambryjsko-ordowicką epikontyn etal ną po kry wą epikadomską oraz dewońsko-kar bońską sukcesją zapadliska górnośląskiego na wscho dzie.

Blok górnośląski jest fragmentem północnej części terranu Brunowistulii. Buła i in. (2008) uznają całą północną część tego terranu za blok górnośląski. Usko k Hána (ang. Hána Fault) który jest inter pretowany jako południowo-wschodnie prze dłużenie uskokuŁaby (ang. Elbe Fault Zone), od dziela blok górnośląski od bloku Brna (Fig. 6, 7). Granice NE bloku górnośląskiego wyz-nacza uskokKraków-Lubliniec(ang. Kraków-Lubliniec Fault Zone), poprzez który sąsiaduje on z blokiem małopolskim, a gra nicę południową stanowi perypienińskastrefauskokowa (ang. Peri-Pieniny Fault Zone) (Fig. 5, 6). Prekambryjskie podłoże bloku górnośląskiego znane jest z kopuły Bielska-Białej(ang. Bielsko-Biała Dome), w której występują neoprote ro zoiczne skały

19BLOK GÓR NOŚL Ą SK I

krystaliczne (660–556 Ma) związane z awalońsko-ka dom skimi procesami tektonometamorficz nymi (Dudek, 1980; Żelaźniewicz i in. 2009). We wschodniej części bloku, paleoproterozoiczne (2.0 Ga) podłoże, z odziedzi czonymi elemen-tami archaicznymi wieku ~2.7 Ga, pojawia się w zrębieRzeszotar (Fig. 6, 7). Na północ i wschód od Bielska-Białej, w wąskim pasie pomiędzy Goczałkowicami, Wysoką, Potrójną i Lachowicami stwierdzono wiercenia mi silnie tektonicznie zdeformowane (miejscami sfyl lityzowane) anchimetamor ficzne utwory kla-styczne, reprezentujące ediakarski flisz (Cebulak & Kotas, 1982; Jachowicz i in. 2002; Buła & Żaba 2005, 2008; Żelaźniewicz i in. 2009).

KopułaBielska-Białej(Fig. 6, 7) obejmuje wysklepione ku górze, neoprote-ro zoiczne skały krystaliczne oraz anchimetamorficzne utwory klastyczne ediakaru występu jące tu pod osa dami mioceńskimi, na które nasunięte są utwory fliszu karpackiego. Struktu r a ta – okreś lana dotychczas jako wyniesienie lub rygiel Bielska-Białej-Andrychowa (Kotas, 1972) – od północy, zachodu i wschodu wyłania się spod różnowiekowych skał paleozoicznych połud-niowgo skrzydła zapadliska górnośląskiego. ZrąbRzeszotar (ang. Rzeszotary Horst; Fig. 4, 5, 6, 7) – określany niegdyś, między inny mi, jako wypiętrzenie rzeszotarskie (Konior 1974), stanowi wąski element strukturalny o prawie południkowym przebiegu (NNW-SSE), kontynuujący się od północnych granic Krakowa, gdzie kontaktuje ze strefą uskoko wą Kraków-Lubliniec, po Myślenice i Wiśnio wą. Jednostkę tę od wschodu i zachodu ograniczają, dotychczas bezimienne, strome uskoki normalno-zrzutowe o ampli tudzie przekraczającej nawet 1500 m. Lokalnie zrąb ten jest przecinany i przemieszczany przez uskoki po przeczne. W jego obrębie odsłaniają się na powierzchni podmezozoicznej: dolnoproterozoiczne skały krystaliczne, ediakarskie zlepieńce polimiktycz ne, dolno kam bryjskie skały klastyczne i lokal-nie (w rejonie Krakowa) dewońskie skały klas tyczne i wę glanowe.

Kopułowato wypiętrzone krystaliczne podłoże bloku górnośląskiego za-nurza się ku S i N.

Na obszarze między Cieszynem i Krakowem oraz w rejonie Olkusza, podłoże prekam bryjskie bloku górnośląskiego przykryte jest klastyczymi utworami dolnego kambru (por. Buła i in. 2008) i lokalnie środkowego kambru (Sosnowiec IG 1). Wraz z fragmentarycznie rozpoznanymi klastyczno-węgla no wymi utworami ordowiku w NE części bloku tworzą one dolne piętro jego pokrywy platformo wej, odsłaniające się na powierzchni podmezozoicznej (Fig. 4, 5, 6, 7). Środkowe piętro tej pokrywy tworzą utwory dewonu (klastycz ny old red, wyżej węglany) i karbonu. W NE części bloku na kontakcie skał de woń skich i dolnopaleo zoicz nych odnotowano niezgodność kątową (ok. 20º).

Dewońsko-karbońskie piętro platformy tworzy na bloku górnośląskim rozległe zapadliskogórnośląskie4 (ang. Upper Silesian Trough; Fig. 3, 4, 5, 6, 7). Zapoczątkowana w dewonie subsydencja podłoża trwała w karbonie przy diachronicznej zmianie warunków sedymen tacji na fliszową/fliszopodobną (kulm) – z polaryzacją od W ku SE i S – zastępowaną od wczesnego namuru po najwyższy westfal przez molasowe utwory węglonośne. Utwory te wypełniają zapadlisko, w którego części produktywnej ulokowane jest Górnośląskie Zagłę bie Węglowe5 (GZW; Fig. 6).

Zapadlisko górnośląskie od zachodu graniczy z morawsko-śląskimpasmemfałdowo-nasuwczym wzdłuż nasunięcia orłowsko-boguszowickiego, a odpo łu dnia z kopułą Bielska-Białej. Od północnego wschodu kontaktuje tektonicznie z blokiem małopolskim wzdłuż strefy uskokowej Kraków-Lubliniec.

4 Termin wprowadzony przez Pożaryskiego (1964).5 Górnośląskie Zagłębie Węglowe (GZW) nie jest jednostką tektoniczną i dlatego jej nie jest tu wyróżnione. Granica GZW ma w istocie charakter linii intersekcyjnej, wyznaczającej zasięg karbońskich utworów węglonośnych na powierzchni podpermsko-mezozoicznej i podkenozoicznej na obszarze bloku górnośląskiego. Dlatego też GZW należy traktować jedynie jako jednostkę złożowo-ekonomiczną (por. Buła i in. 2008).

21BLOK GÓR NOŚL Ą SK I

Fig. 7. Przekroje geologiczne pokazujące pozycję struktur tektonicznych w obrębie bloku małopolskiego i bloku górnośląskiego (część terranu Brunowistulii)oraz

jednostek przyległych. I-I’ – przekrój W-E od skraju Sudetów Zachodnich po blok małpolski;II-II’ – przekrój SW-NE od zapadliska górnośląskiego po pasmo fałdowe

Gór Świętokrzyskich; III-III’ – przekrój przez blok górnośląski.

Fig. 6. Mapa odkryta południowej i południowowschodniej Polski (bez pokrywy permsko-mezozoicznej) pokazująca położenie i granice struktur bloku górno-śląskiego i bloku małopolskiego oraz jednostek przyległych. Linie I-I’, II-II’ i III-III’ – lokalizacja przekrojów geologicznych z Fig. 7.


W późnym karbonie, w wyniku ruchów tektonicznych orogenezy waryscyjskiej, na zapa dlisko górnośląskie, wzdłuż nasunięcia orłowsko-boguszowickiego (ang. Orłowa-Boguszo wice Thrust), zostały nasunięte od zachodu sfałdowane utwory karbońskie morawsko-śląskiego pasma fałdowego (ang. Moravo-Silesian Fold-and-Thrust Belt). Skały zapadliska uległy deformacjom typu fałdowo-blokowego, zwłaszcza w sąsiedztwie strefy uskokowej Kraków-Lubliniec (Fig. 4, 6, 7). Pewne zróżnicowanie stylu tektonicznego zapadliska pozwala na wyróżnienie w jego obrębie 4 jednostek strukturalnych niższego rzędu: niecki tyskiej (górnośląskiej), dębnicko-siewiersko (górnośląskiej) strefy fałdowej, zrębuRzeszotar i rowuLiplasu (ang. Liplas Graben; por. Buła i in., 2008). Dla uniknięcia niefortunnych wielokrot nych powtórzeń przymiotnika „górnośląski” w nazwie dwóch pierwszych jednostek propo-nujemy dla ich określenia wprowadzenie nazw: niecka tyska (ang. Tychy Trough) i dębnicko-siewierska strefa fałdowa (ang. Dębnik-Siewierz Fold Zone)

Morawsko-śląskiepasmo fałdowo-nasuwcze (Fig. 4, 5, 6, 7) powstało w wy-niku kolizji Brunowistulii z terranami masywu czeskiego. Odpowiada ono w przy-bliżeniu morawsko-śląskiej strefie fałdowej (Kotas, 1982, 1985a, b; Pożaryski i in., 1992) i obejmuje protero zoiczne i de woń skie skały krystaliczne, karbońskie utwory fliszowe, a także karbońskie utwory węglonośne zachodniej części zapadliska górnośląskiego. Jego zachodnią granicę stanowi pasmo fałdowe Starego Miasta (Starého Města), a wschodnią – nasunięcie orłow sko-boguszowickie. Od północy pasmo to jest najprawdopodobniej przecięte przez przedłu żenie strefy uskokowej Kraków-Lubliniec ku strefie usko ko wej Odry (Fig.4, 5, 6) i konty nuuje się jako wielkopolskie pasmo fałdowo-nasuwcze. W kierunku południowym pasmo morawsko-śląskie przechodzi na terytorium Republiki Czeskiej.

Blok małopolski

Blokmałopolski (ang. Małopolska Block) stanowi fragment skorupy o pre-kambryjskim podłożu i trzypiętrowej fanerozoicznej pokrywie platformowej.

Na SW sąsiaduje on z blokiem górnośląskim poprzez strefę uskokowąKraków–Lubliniec (Fig. 4, 5, 6, 7). Wąska strefa uskoko wa Kraków-Lubliniec, o szerokości do około 500 m, przecina i prze mieszcza wszystkie serie skalne prekambru i paleozoiku (Żaba, 1994, 1999). Jej północno-zachodnie przedłużenie może obec nie stanowić strefa uskokowa Odry (Fig. 4, 5, 6). Za granicę północno-wschodnią bloku mało pol skiego tradycyjnie uznawany jest uskok świętokrzyski (ang. Holy Cross Mts. Fault), przypuszczalnie kontynuujący się poprzez Sando mierz aż po oko lice Lubaczowa (por. Buła i in., 2008). Jednakże za granicę bloku moż na również przyjąć uskokRyszkowejWoli(ang. Ryszkowa Wola Fault), który choć mniej znany od świętokrzys kie-go, biegnie najprawdopodobniej dalej ku NE, oddzielając pasmo fałdowe Gór Święto krzys kich od bloku małopolskiego, na którym pokrywa fanerozoiczna pozostała niesfał dowana (Fig. 4, 5, 6). W kierunku SE za równo blok małopolski, jak i obie dys lokacje przecho dzą na terytorium Ukrainy (Buła & Habryn, 2011; niepublikowane dane). Na po wierzchni podewońskiej, jak i podpermskiej, NW granicę bloku małopol skiego, stano wi przypuszczalnie przedłużenie strefy uskokowejGrójca (Fig. 2, 3, 4, 5).

Prekambryjskie podłoże bloku małopolskiego tworzą w różnym stopniu tektonicznie zde formowane silikoklastyki ediakar, o charakterze fliszowym, nieprzeobrażone lub przeo brażone anchimeta mor ficznie w centralnie usytuowanej strefie szerokości 15–30 km, rozszerzającej się ku SE (Fig. 5). Skały te, występujące od okolic Częstochowy po Prze myśl zostały wykryte w ponad 1000 otworach wiertniczych pod pokrywą platformową tworzoną przez różnowiekowe utwory od ordowiku po miocen (por. Buła i in. 2008; Żelaźnie-wicz i in., 2009).

W NE części bloku małopolskiego, dolne piętro pokrywy jest reprezentowane przez klas tyczne i węglanowe skały ordowiku i syluru zalegające niezgodnie na anchimetamorficz nych skałach ediakaru (Fig. 4, 5, 6, 7). Zachowały się one tylko lokalnie, podobnie jak i młodsze utwory paleozoiczne, w obrębie niewielkich struktur o charakterze blokowym.

23BLOK M A ŁOPOLSK I

Fig. 8. Szkic tektoniczny Polski południowowschodniej (bez pokrywy permsko-mezozoicznej) ilustrujący położenie i granice struktur tektonicznych budujących obszar między blokiem górnośląskim a platformą wschodnioeuropejską. I-I’– linia przekroju z Fig. 9.


Przyjmując za granicę bloku małopolskiego uskok Ryszkowej Woli, klastyczne skały kambryjskie, występujące od Kielc przez Stalową Wolę po Lubaczów, sfałdowane po raz pierwszy przed późnym kambrem, należy zaliczać do strefy kieleckiej fałdów pasma fałdo wego Gór Świętokrzyskich (Fig. 8, 9). Fałdowy styl tektoniki, obejmujący także utwory ordowiku, syluru, dewonu i karbonu zdecydowanie różni to pasmo fałdowe od bloku mało polskiego i przemawia zatem za usytuowaniem granicy wzdłuż uskoku Ryszkowej Woli (Fig. 4, 5, 6). Kontynuuacją tej struktury jest bezimienny dotąd uskok, biegnący ku WNW w okolice Pińczowa i Jędrzejowa (Fig. 4, 5, 8), który przecina podłużnie podłoże Mało polski, należy do zespołu uskoków zgodnych z krawędzią platformy (kratonu) wschod nioeuropej skiego. Uskok ten proponujemy nazwać uskokiem Chmielnika (ang. Chmielnik Fault). Najprawdopodobniej stanowi on naturalną granicę tektoniczną z pasmem fałdowym Gór Świętokrzyskich, któ rego skrzydło południowo-zachodnie odsłania się jeszcze w antyklinieZbrzy(ang. Zbrza Anticline). W związku z powyższym granicę tego pasma z blokiem małopolskim wyznacza para uskoków Chmielnika na NW i Ryszkowej Woli na SE (Fig. 4, 5, 6).

Środkowe piętro pokrywy bloku małopolskiego stanowią skały dewońskie, a lokalnie (w rejonie Dębicy) bez pośrednio skały karbońskie, zalegające niezgodnie ponad utworami piętra dolnego. Wyka zują one duże podobieństwa litologiczne do równowiekowych skał z bloku górno śląskiego (klastyczny old red, węglanowy dewon środkowy i górny). W profilach karbonu (dolnego) są wyróżniane generalnie dwa kompleksy – węglanowy i klastyczny (kulm), a lokalnie (w obszarze między Tarnowem i Rzeszowem) trzy: węglanowo-klas tyczny, węglanowy i klas tyczny (kulm; m.in. Narkiewicz, 2007; Buła & Habryn, 2008 i prace tam cytowane).

Utwory paleozoiczne tworzące pokrywę osadową na bloku małopolskim były wielo krotnie poddawane deformacjom tektonicznym oraz epigenetycznej erozji. Zaznaczające się w pro filach utworów paleozoicznych luki stra-tygraficzne (erozyjne) i niezgodności tekto nicz ne wskazują, że procesy te

miały miejsce na przełomie kambru-ordowiku, syluru-dewo nu i po wizenie (lub dolnym namurze) oraz później – w czasie ruchów alpejskich. Efektem tych procesów jest „mozaikowy” obraz budowy paleozoiku na bloku małopolskim (Fig. 4, 5), wy ra żający się m.in. obecnością zrębowych struktur utworzonych ze skał ediakarskich oraz pojawiającymi się wśród utworów dewońsko-karbońskich wychodniami skał starszych. Gra ni ce tych struktur, znanych jedynie z otworów wiertniczych, są trudne nawet do zgrubnego, tym bardziej do precyzyjnego, ustalenia. Między Bara nowem Sandomierskim a Przemyślem, ediakarskie skały klas-tyczne odsłaniają się na powierzchni podmioceńskiej jak i podpermskiej (Fig. 4) w obrębie struktury, okreś lanej przez jednych autorów jako antykli-norium dolnego Sanu (Karnkowski & Ołtuszyk, 1968; Pożaryski & Tomczyk, 1968; Pożaryski i in., 1992), a przez innych jako wyniesienie dolnego Sanu albo masyw Leżajska (Mizerski & Stupka, 2005). W istocie rzeczy jest to fragment wyniesionego, anchimetamorficznego podłoża Małopolski (Fig. 5, 6), pozbawio nego tu zupełnie pokrywy paleozoicznej. Fragment ten odcięty jest uskokiem RyszkowejWoli od sfałdowanych warstw kambru, stano-wią cych struktu ralne przedłużenie pasma fałdowego Gór Świętokrzyskich w kierunku południowo-wschod nim. Od strony SW anchi metamorficzne podłoże niknie pod pokrywą karbońską (Fig. 4, 5, 6), a jego granicę tekto-niczną wyznacza uskok Kraków-Lubliniec. Obszar odpowiadający anty-klinorium dolnego Sanu (Fig. 4) jest rzeczywiście częścią dużej struktury anty klinorialnej (Fig. 5) rozpoznanej ostatnio w bloku małopolskim (Żelaźniewicz i in., 2009), która roz poś ciera się od Żarek po Lesko i Prze-myśl, i dalej poza granice Polski, co najmniej po Dro hobycz i Stryj na Ukrainie (Buła & Habryn, 2011). Struktura ta w obrębie bloku ujawnia się dzięki wyraźnemu wyno szeniu głębszego podłoża Polski i wycienianiu pokrywy platformowej ku SE, w stronę tar czy ukra ińskiej (Fig. 2, 3B, 4, 5). To wyniesienie podłoża może być związane lub uwydat nione aktywnością strefy uskokowej Grójca (Fig. 3B, 4; Janik i in., 2005), która konty nuuje się pod cienką pokrywą paleozoiczną w sposób geofizycznie dokumentowany co

25PA SMO FA ŁDOWE GÓR ŚWIĘTOK R Z YSK ICH I J EDNOSTK I TEK TONICZ NE

najmniej do uskoku świętokrzyskiego (Dziewińska & Petecki, 2004; Janik i in., 2005). Na pewno istotną rolę w tym podniesieniu miały przemieszczenia w długowiecznej strefie uskokowej Kraków-Lubliniec.

Pasmo fałdowe Gór Świętokrzyskich i jednostki tektoniczne Polski południowo-wschodniej

PasmofałdoweGórŚwiętokrzyskichjest zwyczajowo uznawane za strukturę rozwiniętą ponad wgłębną granicą bloku małopolskiego i bloku łysogórskiego o słabo poznanym pod ło żu, przy czym za powierzchniowy przejaw tej granicy przyjmowany jest uskok święto krzyski (Pożaryski i in., 1992). Tradycyjnie wyróżniana część kielecka tego pasma (Czarnocki, 1919, 1938,) jest zaliczana do bloku małopolskiego. Jak wspomniano, fałdowa tektonika pasma świętokrzyskiego różni je zdecydowanie od bloku małopolskiego, gdzie mocno zerodowana i niekompletna (m. in. bez kambru) pokrywa paleo zoiczna pozostała niesfałdowana. Biorąc pod uwagę te różnice i kontakt tekto niczny anchimetamor fiku bloku małopolskiego z osadowymi skałami kambru wzdłuż uskoku Ryszkowej Woli, bardziej zasadna zdaje się propozycja przyjęcia za granicę pomiędzy tymi jednostkami zespołu usko ków: uskoku RyszkowejWoli i uskokuChmielnika(Fig. 4, 5, 6, 8, 9). Klastyczne skały kambryjskie, występujące od Kielc przez Stalową Wolę po Lubaczów, które zostały sfałdowane po raz pierwszy przed późnym kambrem, należałoby zatem zaliczać do strefy kieleckiej fałdów pasma fałdowego Gór Świętokrzyskich (Fig. 8, 9).

PasmofałdoweGórŚwiętokrzyskich (ang. Holy Cross Mountains Fold Belt) tworzy szereg, rozpoznawalnych kartograficznie (por. Konon, 2008), fałdów o długości falowej rzędu 1–8 km, które składają się na dwie różne strefy fałdowe: łysogórskąstrefęfałdów(ang. Łysogóry Fold Zone) orazkieleckąstrefęfałdów(ang. Kielce Fold Zone). Strefy te rozdzielone są długowiecznym, poligenicznym uskokiemświętokrzyskim (ang. Holy Cross Fault) o biegu WNW-ESE (Fig. 2, 4, 5, 8, 9)

Łysogórska strefa fałdów leży pomiędzy uskokiem świętokrzyskim a uskokiem Skrzynna (ang. Skrzynno fault), który odcina ją od zręburadomsko-kraśnickiego (Fig. 8, 9). Według Kowalczewskiego (1985, 1998, 2002) uskok ten był aktywny już w późnym paleozoiku, a potem reaktywowany w mezozoiku i kenozoiku (Hakenberg & Świdrowska, 1998). Jego obecność (Pożaryski & Dembowski, 1983) na długości ponad 100 km i głębo kości nawet do ponad 10 km potwierdzają wyniki badań geofi zycznych (Dziewińska i in., 2000; Kowalczewski, 2002; Dziewińska & Petecki, 2004). Mimo to, część badaczy (Nar kiewicz, 2007; Narkiewicz & Dadlez, 2008) uznaje uskok Skrzynna za płytką struk turę mezozoiczną i sugeruje, że północno-wschod-nia granica łysogórskiej strefy fałdów może być położona bliżej zrębu radomsko-kraśnic kiego, wzdłuż uskoku Nowego Miasta (por. Konon, 2008). W łysogórskiej strefie fałdów wyróżnić można struktury niższych rzędów, obejmujące głównie skały kambryjskie tzw. pasma głównego: synklinębodzentyńską, antyklinębronkowicką i kilka mniejszych, tzw. elementów wyspowych (np. Czarnocki, 1950, 1957; Jaroszewski, 1972; Filonowicz, 1966, 1970; Konon, 2008).

Kielecka strefa fałdów (ang. Kielce Fold Zone) jest ograniczona od NE uskokiem świę to krzyskim. Jej południowo-zachodnia granica, skryta pod pokrywą mezozoiczną, jest trud niej sza do pokazania na mapie, sięga jednak co najmniej do antyklinyZbrzy(Konon, 2008). Nie jest jednak wyklu czo ne, że SW granicę tej strefy wyznacza zespół uskoków Chmielnika i Ryszkowej Woli, wzdłuż którego kontaktują tektonicznie ediakar skie, w części anchi-metamorficzne skały bloku małopolskiego i warstwy dolno kambryjskie strefy kielec kiej pasma fałdowego Gór Świętokrzyskich (Buła & Habryn, 2008; Buła i in., 2008).

W kieleckiej strefie fałdów warstwy skał pale ozoicznych mają większe upady niż leżące ponad nimi war stwy skał mezozoicznych (Filonowicz, 1967; Stupnicka, 1972) o podobnej kompeten cji, co sugeru je częścio we sfał-dowanie tych pierwszych jeszcze w etapie deformacji późnopaleo zoicznych.

27PA SMO FA ŁDOWE GÓR ŚWIĘTOK R Z YSK ICH I J EDNOSTK I TEK TONICZ NE

W zachodniej części tej strefy można wyróżnić szereg fałdów drugiego rzędu, idąc od południa: antyklinę chęcińską, synklinę gałęzicko-bolechowicką, antyklinę dy mińską, synklinę kielecką, antyklinę niewachlowską oraz synklinę miedzia nogórską (Czarnocki, 1938, 1961a-f; Filonowicz, 1973, Hakenberg, 1973; Konon, 2008). Fałdy te kontynuują się w kierunku wschodnim, często zmieniają swoją geometrię wzdłuż biegu, nierzadko w formie rozgałęzień (Konon, 2008), co widoczne jest na przekrojach poprzecznych (Czarnocki 1919, 1938, 1961a-f).

RówOdrzywołu-Ćmielowa (ang. Odrzywół-Ćmielów Graben) wyróżniony został przez Kowalczewskiego (1981, 1985, 2002) pomiędzy uskokami Skrzynna i Nowego Mia sta (Fig. 5, 8, 9). Struktura ta jest przedstawiona na mapie geologicznej w skali 1:1 000 000 (Pożaryski & Dembowski, 1983) jako synklina zbudowana ze skał dewońskich i kar bońskich, o obu skrzydłach przeciętych uskokami podłużnymi. Według Dadleza (2001) mo-że się ona kontynuować również dalej w kierunku południowo-wschodnim. Struktura ta jest stwierdzana także badaniami geofizycznymi i uwidocznia się np. na modelach grawi metrycznych i mag ne tycznych (Dziewińska & Petecki, 2004 – fig. 51), czy na przekrojach sejsmiczno-geolo gicznych z anomaliami grawimetrycznymi w redukcji Bouguera (Dziewińska & Petecki, 2004 – fig. 45). Ze względu na wielość stosowanych nazw, pojawiających się wraz z uściś laniem przebiegu uskoku np. Nowe Miasto– Iłża– Bałtów (Kowalczewski, 2002), Nowe Miasto-Radom (Narkiewicz, 2007; Narkiewicz

& Dadlez, 2008) najbardziej właściwe wydaje się skrócenie geograficznego członu nazwy tak, by miała ona brzmienie uskokNowegoMiasta (ang. Nowe Miasto Fault) – zgodnie z wcześnieszymi propozycjami Pożaryskiego (1997) i Kowalczewskiego (2002).

Zrąb radomsko-kraśnicki (ang. Radom-Kraśnik Horst) to struktura ogra-niczona od SW rowem Odrzy wołu-Ćmielowa i uskokiem Nowego Miasta a od NE uskokiemKazimierza–Ursynowa(ang. Kazimierz– Ursynów Fault), czy też – krócej – uskokiem Kazimierza(Dadlez, 2001), oraz uskokiemIzbica–Zamość(ang. Izbica–Zamość Fault), biegnącymi NW-SE (Fig. 8 i 9). Obszar ten został wydzielony jako podniesienie radomsko-kraśnickie, w którym nad podłożem krystalicznym występują sfałdowane skały kambryjsko-sylurskie oraz dewońskie (Żelichowski, 1972, 1983). Antonowicz i in. (2003) oraz Antonowicz & Iwanowska (2003b) alternatywnie zapropo nowali wydźwignięcie strefy radomsko-kraś nic kiej poprzez pasywne podniesienie warstw nad nasunięciem i utworzenie w tym miejscu dupleksu.

Rówmazowiecko-lubelski (ang. Mazovia-Lublin Graben) przylega do zrębu radomsko-kraśnickiego, poprzez uskok Kazimierza, od strony południo-wozachodniej. Od północnego wschodu jest on ograni czony uskokiemKocka (ang. Kock Fault) (Fig. 8, 9) – w przesz łości posługiwano się też innymi naz-wami (por. Konon, 2008). W podłożu rowu mazo wiecko-lubelskiego występują skały krystaliczne fundamentu kratonu wschodnioeuropej skiego oraz sukcesja klastyczna kambryjsko-sylurska. Rów wypełniony jest ska łami osadowymi górnodewoń sko-karbońskimi (Żelichowski, 1972). Od północnego za cho du rów jest ograniczony uskokiem Grójca, rozpoznanym początkowo na długości 35 km (Żelichowski, 1983, Żelichowski i in. 1983) i potwierdzonym sejsmiką refrakcyjną wzdłuż profilu CEL03 (Janik i in., 2005). Uskok ten kontynuuje się prawdopodobnie dalej w kierunku południowo-zachodnim (Dadlez, 2001), a jak sugerują wyniki badań grawi metryczne i sejsmiczne, co najmniej do uskoku świętokrzys kiego (Dziewińska & Petecki, 2004; Janik i in., 2005).

Fig. 9. Przekroje geologiczne SW-NE wzdłuż linii I-I’ z Fig. 8. A – uproszczony przekrój geologiczny SW-NE od bloku górnośląskiego po platformę wscho-dnieuropejską z zaznaczeniem lokalizacji strefy szwu transeuropejskiego (wg Konon, 2008, zmodyfikowany); B – przekrój geologiczny przez kielecką strefę fałdów pasma fałdowego Gór Świętokrzyskich (wg Filonowicz, 1970; Konon, 2008: zmodyfikowany); C – przekrój geologiczny przez łysogórską strefę fałdów pasma fałdowego Gór Świętokrzyskich (wg Filonowicz, 1970; Konon, 2008: zmodyfikowany).


Alternatywna interpretacja (Antonowicz i in., 2003) zakłada, że rów mazowiecko-lubelski jest ‘pasywną synkliną’ powstałą poprzez podniesienie warstw nad nasunięciem, w obrębie odkłutej antykliny Warki-Kazimierza i strefy trójkątnej Kocka, co uznano za rozwiązanie dyskusyjne (Dadlez, 2003; Antonowicz & Iwanowska, 2003a; Krzywiec & Narkiewicz, 2003; Nar kie wicz, 2003). Krzywiec (2007) sugeruje możliwość inter pre tacji strefy uskokowej Kocka jako obszaru poddanego skracaniu w późnym karbonie, w którym doszło do defor macji nad strefą uskoków odwróconych. Podobnie granica południowa rowu mazo wiecko-lubelskiego została przedstawiona jako strefa uskoków odwróconych, przez co miało by nastą pić wynie sienie zrębu radomsko-kraśnickiego w stosunku do rowu.

Blok dolnośląski

Ruchy pionowe w neogenie, związane z ostatnimi etapami formowania Alp i Karpat, dopro wadziły w obrębie przedpola orogenu alpejskiego do blokowego wyniesienia i wyodrębnie nia masywu czeskiego. Masyw ten w swej części północno-wschodniej uległ rozczłonko waniu na dwa duże, wzajemnie przemieszczone bloki (Fig.10). Jeden z nich to blok sudecki(ang. Sudetic Block), ograniczony od SW przez strefę uskokową górnejŁaby (ang. Upper Elbe Fault Zone) a od NE przez sudeckiuskokbrzeżny(ang. Sudetic Marginal Fault), który oddziela go od przylegającego doń od północy, względnie obniżonego, blokuprzedsudeckiego (ang. Fore-Sudetic Block). Tworzą one wspólnie blokdolnośląski(ang. Lower Silesian Block) (Stupnicka, 1989) (Fig.10). W podziale fizycznogeograficznym blok sudecki obejmuje głównie Sudety (Zachodnie, Środkowe i Wschodnie) i Pogórze Zachodniosudeckie.

Na północ od bloku przedsudeckiego, oddzielony odeń zrębemśrodkowejOdry(ang. Middle Odra Horst), którego uskoki – w odróż nieniu od sudeckiego uskoku brzeżnego – nie wykazywały w neogenie aktywności o istotnej

skła dowej pionowej, znajduje się kolejny blok skorupy ziemskiej, obniżony w stosunku do całego bloku dolnośląskiego i stanowiący podłoże monokliny przedsudeckiej (ang. Fore-Sudetic Homocline). Ten pogrążony blok podłoża platformy zachodnioeuropejskiej proponujemy nazwać wgłębnym blokiem południowowielkopolskim (ang. South Wielkopolska Block). Monoklina przedsudecka two rzona jest przez permsko-mezozoiczną sukcesję, która stanowi platformową pokrywę tego bloku, zapadającą łagodnie homoklinalnie ku NE (Fig. 10).

Granicę NE wgłębnego bloku południowowielkopolskiego wyznacza strefa uskokowa Dolska (ang. Dolsk Fault Zone) (Fig. 4, 5, 11). Strefa ta wraz z całym blokiem znajduje się pod przykryciem górnego piętra strukturalnego polskiej części platformy zachodnioeuro pejskiej (Fig. 11A). W obrębie tego piętra monoklina przedsudecka tworzy granicę przejściową z synklinoriumszczecińsko-miechowskim (ang. Szczecin-Miechów Synclinorium), którą wyznacza strefa charakteryzująca się zanikiem upadów homo klinal nych, pojawianiem się odkształceń fałdowych, a głębiej wysadów soli cechsztyń-skich związanych z aktywnością uskoków w podłożu (Fig. 2, 3). Granica monoklina-synklinor ium nie przekracza linii projekcji piono wej uskoku Dolska na powierzchnię podkenozo iczną (Fig. 2).

W obrębie bloku dolno śląskiego blok sudecki i blok przedsudeckitworzone są, gene ralnie rzecz biorąc, przez skały tych samych jednostek tektonostratygraficznych. Choć reprezentuj ą one różne głębo kościowo poziomy intersek cyjne, to w przytłaczającej większości, poza wschodnią częścią Sudetów Wschod nich, należą one do wewnętrznych stref orogenu warys cyjskiego oraz fragmentów ich permsko-mezozoicznej pokrywy osadowej. Blok dolnośląski stanowi zatem – wraz z całym masywem czes kim – obszar wychodni podłoża platformy zachod nio europejskiej.

Obecność fragmentów permsko-mezozoicznej pokrywy platformowej zarówno na bloku dolnośląskim (ang. Lower Silesian Block) jak i ponad

29Z ACHODNI A CZ ĘŚĆ BLOKU DOLNOŚL Ą SK IEGO

wgłębnym blokiem południowowielkopolskim (ang. South Wielkopolska Block) wynika z ich piętrowej budowy. W obra zie kartograficznym blo ku dolnośląskiego dominuje podło że o konsoli dacji waryscyjskiej (Fig. 10), które niezgodnie przykrywają skały pokrywy stano wiącej górne piętro struktu ralne plat formy zachodnioeuropejskiej. W wyniku trzeciorzędo wego wyniesienia bloku i erozji, piętro to jest reprezentowane obecnie tylko przez skały osadowe zdeponowane w dawnych zapadliskach. Skały te, po inwersji tektonicznej zapad lisk, ujęte zostały struk-turalnie w synklinoria: śródsudeckie i pół-noc nosu deckie (Fig. 10, 11). Zdeformowane tektonicznie pod łoże bloku południowo wielko polskiego jest struktur ralnie co najmniej dwupiętrowe. Wyższe piętro tego podłoża, które nie odsłania się nigdzie na powierzchni, tworzą skały nie młodsze od póź nego karbonu.

Jednostki strukturalne bloku dolnośląskiego

Zachodnia część bloku dolnośląskiego

Zachodnia część bloku dolnośląskiego zdominowana jest przez masywkarkonosko-izerski (ang. Izera-Karkonosze Massif ). Geograficznie masyw leży na obszarze Regionu Karkono skiego (Krkonošská oblast: Krkonošské podhůří oraz Krkonoše według czeskiej regionalizacji fizycz no geograficznej; określanego też jako Południowe Karkonosze), Obniżenia Żytawsko-Zgorze-leckiego, Po górza Izerskiego, Gór Izerskich, Kar ko noszy, Lasockiego Grzbietu i Ru daw Jano wic kich. Tektoniczne granice masywu stanowi uskokśródsudecki(ang. Intra-Sudetic Fault) po stronie NE oraz uskoki wchodzące w skład strefy uskokowejgórnejŁaby(ang. Upper Elbe Fault Zone) po stronie SW (Fig. 10). Ku południowi wychodnie skał masy wu karkonosko-izer skie go, wraz ze strefą Łaby, nikną pod sukcesją północno-czeskiejniecki(„płyty”)kredowej(ang. North Bohemian Cretaceous Basin), a ku wschodowi – pod skałami osadowymi synklinoriumśródsudeckiego(ang. Intra-Sudetic Synclinorium). Ku zachodowi masyw karko nosko-izerski przechodzi w masyw łużycki. Brak między nimi

granicy tekto nicz nej, główne odmiany litologiczne obu masywów geologicznie zazębiają się, gdyż granity izer skie wieku 515-480 Ma intrudowały w granodio-ryty łużyckie wieku 540-530 Ma oraz w szaro głazy łużyckie. Stąd całkowicie zasadne i pop rawne jest wydzielanie ich wspólnie jako masywłużycko-izerski (ang. Lusatia–Izera Massif ) niezależnie od różnej przynależności geograficznej i politycz nej obu części (Żelaźniewicz & Aleksandrowski, 2008). Biorąc jednak pod uwagę tradycję, odmienność inwentarza litolo gicznego, różny stopień zaangażowania w waryscyjską prze budowę oraz regionalną termino-logię czeską, proponujemy w praktyce wyróżnianie masywułużyckiego (ang. Lusatian Massif ) – leżącego prawie w całości na obszarze Niemiec i masywu karkonosko-izerskiego– leżącego w Polsce i w Czechach.

Masyw łużycki (pełna nazwa: łużycki ma syw granitowo-szarogłazowy; ang. Lusatian granite-greywacke massif ) jest zbudowana z granodiorytów łużyckich o wieku 585–530 Ma i szarogłazów łużyckich osadzonych w szel fowym zbiorniku 590–560 mln lat temu. Stano wią one erozyjnie odsłonięty fragment póź noprekambryjskiego orogenu kadomskiego, w który na przełomie kambru i ordowiku (514–490 Ma) intrudowały granityizerskie(ich lokalny ekwiwalent na pograniczu Czech i Niemiec określany jest nazwą granity rumburskie). Skrajna, wschodnia część plutonu łużyckiego uległa deformacji pomiędzy 380 Ma i 335 Ma, w trakcie wydarzeń waryscyjskich, których intensywność generalnie rosła ku wschodowi. Zgnejsowane granodioryty łużyckie znane są tu pod lokalny mi nazwami jako gnejsy Leśnej, Kościelnik i Platerówki (Smulikowski, 1972; Żelaźniewicz i in., 2004). W czasie 328–310 Ma w cen-trum masywu karkonosko-izerskiego intrudował granit karko noski tworząc wydłużony w kierunku W-E granitowy plutonkarkonoski (ang. Karkonosze Granite Pluton). Rozdziela on głównie gnejsową (metagranitową), północną część masywu od części południowej i wschod niej, gdzie dominuje w różnym stopniu zmetamorfizowana sukcesja osadowo-wulkanogeniczna (Fig. 10).

Do masywu łużyckiego, poprzez uskok śródłużycki (granica SW), przylega wąskiezgorzeleckiefyllitowepasmofałdowe,w skrócie: pasmo zgorzeleckie

31Z ACHODNI A CZ ĘŚĆ BLOKU DOLNOŚL Ą SK IEGO

Fig. 11. Przekroje geologiczne ilustrujące położenie jednostek tektonicznych w bloku dolnośląskim i jego sąsiedztwie.

I–I’— przekrój N-S; II–II’ — przekrój WNW-ESE.

Fig. 10. Mapa tektoniczna bloku dolnośląskiego (Żelaźniewicz & Aleksandrowski, 2008: zmodyfikowana). I-I’, II-II’ – linie przekrojów z Fig. 11. Wstawka A – położenie w stosunku do masywu czeskiego. Skróty: BU – uskok Bušina; US – uskok śródsudecki; MB – masyw Braszowic–Brzeźnicy; MNR-S – masyw Nowej Rudy–Słupca; MSz – masyw Szklar; NK – nasunięcie kłodzkie; RC – rów Czerwieńczyc; SUB – sudecki uskok brzeżny; SUD – strefa uskokowa Dolska; SUL – strefa uskokowa Łaby; SUO – strefa uskokowa Odry; ZWL – zrąb Wolsztyn–Leszno.


(ang. Görlitz (Zgorzelec) Slate Fold Belt: Görlitz Fold Belt ; Fig. 11). Geograficznie znaj duje się ono na Pogórzu Wschodnio łużyckim i Pogórzu Zachodniosudeckim. Granicę NE pasma wyznacza głównyuskokłużycki(ang. Main Lusatian Fault) oddzielający je od synklinorium północnosudeckiego (ang. North Sudetic Synclinorium). Ku SE pasmo zgorzeleckie przechodzi, w niejasny dotąd sposób, w kaczawskiełupkowo-zieleńcowepasmofałdowe(ang. Kacza wa greenstone-and-slate fold belt6), w skrócie: pasmo kaczawskie. Pasmo zgorze leckie zbu-dowane jest ze skał osadowych i wulkanitów obejmujących interwał czasowy od kam bru po wczes ny karbon włącznie. Skały pasma zgorzeleckiego przeszły podobną ewolucję tekto nicz ną jak skały kompleksu kaczawskiego, choć zostały w niższym stopniu zmeta morfizo wane.

Kaczawskie łupkowo-zieleńcowe pasmo fałdowe, po przez strefę uskokuśródsudeckiego graniczy z masywem karkonosko-izerskim (Fig. 10). Pod wzglę dem geograficznym zajmuje ono obszary Gór Kaczawskich, Pogórza Kaczawskiego, części Pogórza Izerskiego, Pogórza Wschodniołużyckiego i Niziny Śląskiej (Równina Legnicka, Równina Wrocławska). Pasmo kaczawskie jest rozcięte przez uskok sudecki brzeżny i przechodzi przezeń z bloku sudeckiego w obręb bloku przedsudeckiego. Część przedsudecką pasma kaczawskiego ogranicza od NE zrąb środkowejOdry (ang. Middle Odra Horst). Po stronie północno-zachodniej skały pasma kaczawskiego nikną pod pokrywą skał osadowych synklinorium północnosudeckiego, natomiast granicę południowo-wschodnią pasma w jego części sudeckiej wyznacza pluton granitowy Strzegomia–Sobótki (ang. Strzegom-Sobótka Granite Pluton), a w części przedsudeckiej – masywgabrowo-serpentynitowyŚlęży (ang. Ślęża Gabbro-Serpentinite Massif ), który reprezentuje fragmentofiolitusudeckiego(ang. Sudetic Ophiolite). Kaczawskie pasmo fałdowe zbudowane

jest z paleozoicznych serii obejmujących przedział wiekowy od dolnego kambru po dolny karbon. Tworzą je węglanowe skały kambru, silikoklastyczne skały ordo wiku, głębokomorskie krzemion kowe skały syluru i dewonu, zwią zane z nimi produkty za sadowego i kwaśnego (tzw. bimodalnego) wulkanizmu i magma tyzmu oraz dolnokar boń skie(?) zespoły melanżowe. Skały te zostały zmetamorfizowane w facji zieleńcowej 350–340 Ma lat temu, ale lokalnie zawierają czytelne relikty przeobrażeń meta mor ficznych, które zachodziły wcześniej (360 Ma) w warunkach wyższych ciśnień facji łupków glaukofanowych.

Synklinorium północnosudeckie (ang. North Sudetic Synclinorium) gra-niczy od SW z pasmem zgorzeleckim poprzez główny uskok łużycki, a od NE ograniczone jest od bloku przedsudeckiego uskokiem brzeżnym (Fig. 10, 11). Jednostka ta powstała w wyniku inwersji basenu sedyment a cyjnego typu niecki, utworzonego na podłożu zbudo wanym z serii metamorficznych pasma kaczawskiego w rejonie Świerzawy, Lwówka Śląs kiego i Bolesławca. Oś synklinorium zanurza się łagodnie ku NW, dzięki czemu w jego SE obrzeżeniu można obserwować wychodnie kolejnych, coraz głębszych warstw wypełnienia osadowego dawnej niecki, obejmującego osady klastyczne najwyższego karbonu (stefanu), klastyki i wulkanity dolnego permu, morską sukcesję osadową cechsztynu wraz z łupkami miedzionośnymi, węglanami i siarczanami, które przykryte są seriami triasu i górnej kredy.

W północno-zachodniej części bloku przedsudeckiego, na wschód od Le-gnicy, wśród skał pasma kaczawskiego, wyłania się na powierzchnię spod utworów kenozoicznych niewielki obszarem masyw gnejsowy WądrożaWielkiego (ang. Wądroże Wielkie Gneiss Massif; Fig. 10), zbudowany ze słabo zdeformowanych granodiorytów wieku 548±9 Ma, korelowanych z ka-domskimi granodiorytami masywu łużyckiego.

Jeszcze dalej na północ, pasmo kaczawskie opiera się o zrąbśrodkowejOdry (ang. Middle Odra Horst), rozpoznany tylko dzięki otworom wiertniczym,

6 Termin pasmo, używany w tekście do określenia także kilku innych jednostek tektonicznych, zawsze kryje w sobie — zgodnie z zalecaną definicją — strukturę złożoną z fałdów i nasunięć. Człon litologiczny w nazwie ma na celu pełniejszą charakterystykę jednostki, której nazwa z praktycznych względów powinna być możliwie krótka.

33ŚRODKOWA CZ ĘŚĆ BLOKU DOLNOŚL Ą SK IEGO

wykonanym niegdyś w poszukiwaniu złóż miedzi. Zrąb, szerokości ok. 20 km i długości ponad 100 km, ograni czony jest od SW południowymuskokiemOdry (ang. South Odra Fault), a od NE – północnymuskokiemOdry (ang. North Odra Fault). Zrąb oddziela blok przedsudecki od bloku południowowielkopolskiego z monokliną przedsudecką (Fig. 10,11). Uskoki, które ograniczają zrąb Odry, wyznaczają jednocześnie granice strefy uskokowej Odry (ang. Odra Fault Zone). Wnętrze zrębu tworzą różne skały metamorficzne, zarówno niskiego jak i wysokiego stopnia, przecięte niewiel-kimi intruzjami niezdeformowanych plastycznie (z jednym wyjątkiem) granitoidów o wieku 345 Ma, a więc starszych niż więk szość poźno- i postorogenicznych granitów w Sudetach. Cały zespół tych skał określany jest od lat mia nem metamorfiku środkowej Odry (ang. Middle Odra Metamorphic Unit) (Oberc, 1972). Ze względu na słaby stopień rozpoz nania tektonostratygraficznych cech tej jednostki, proponujemy czasowo pozostać przy tej nazwie mimo jej nietektonicznego charakteru.

Środkowa część bloku dolnośląskiego

Synklinorium śródsudeckie (ang. Intra-Sudetic Synclinorium) zajmuje centralne położenie w tej części bloku (Fig. 10,11). Jest to struktura powstała w wyniku dwuetapowej inwersji rozległego basenu sedymentacyjnego, jaki w środkowym wizenie rozwinął się we wnętrzu Sudetów (Turnau i in. 2002). Początkowo stano wił on zapadlisko śródgórskie, którego wy pełnienie doznało deformacji i subwulkanicznych intruzji jeszcze przed końcem karbonu, co zdecydowało o oddzieleniu niezgodnością sukcesji karbońskiej od wyżej leżącej sukcesji czerwonego spągowca wczesnego permu także obejmującej liczne produkty okresowego wulkanizmu. Dalsza historia tego basenu obejmowała różne przerwy w akumulacji osadów permskich i dolnotriasowych aż po zupełne ustanie depozycji i eroz ję w okresie między środkowym triasem a późną kredą. Powstała w ten sposób niezgodność wyznacza strop dolnego piętra strukturalnego synklinorium śródsudeckiego. Odnowiona w

późnej kredzie subsydencja podłoża basenu sprawiła, że między cenomanem i santonem gromadziły się w nim głównie klas tyczne osady, które uległy deformacjom blokowo-fałdowym na przełomie kredy i paleogenu. Tworzą one górne piętro strukturalne synklinorium śródsudeckiego. Gra nice syn klinorium śródsudeckiego są głów nie tektoniczne. Północno-zachodnią i za chodnią gra-nicę synklinorium stanowi zespół usko ków normalnych, oddzielających je od metamor ficz nych serii skalnych masywu kar konosko-izerskiego. Granicę północną tworzy uskok Domanowa (ang. Domanów Fault) odgraniczający synklinorium śródsudeckie od pasma kaczaw skiego. Uskoki te, widoczne do dziś w morfologii, czynne były już we wczesnym karbonie. Po stronie północno-wschodniej synklinorium graniczy ze strukturą fałdowąŚwiebodzic (ang. Świebodzice Fold Structure) wzdłuż uskoku Strugi (ang. Struga Fault) i z masywem gnejsowym Gór Sowich, w części wzdłuż wschodniego se-gmentu uskoku śródsudeckiego. Dalej ku E i SE granice synklinorium są złożone, gdyż tworzą układ zrębów i rowów w strefie gra nicz nej z masywem kłodzkim, strukturą bardzką, plutonem kłodzko-złotostockim i kopułą orlicko-śnieżnicką. Ku SW dolne piętro synklinorium niknie pod pokrywą kredową piętra górnego należącą do północnoczeskiejnieckikredowej. Ku SE sukcesja górnokredowa synkli norium śródsudeckiego przedłuża się w rów górnejNysyKłodzkiej,w skrócie: rów Nysy (ang. Upper Nysa Kłodzka Graben), w którym gromadziły się detry tyczne osady szel fowe górnej kredy deponowane wprost na metamorficznych skałach kopuły orlicko-śnież nickiej (Fig. 10, 11). Ograniczony uskokami rów Nysy powstał w koniaku, a wypełniające go skały osadowe, podobnie jak w całym synklinorium śródsudeckim, zostały ujęte w otwarte fałdy na przełomie kredy i paleogenu.

Masyw gnejsowy Gór Sowich, w skrócie masyw Gór Sowich, masyw sowiogórski (ang. Góry Sowie Gneiss Massif ), który przylega od NE do synklinorium śródsudeckiego, jest rozcięty uskokiem sudeckim brzeżnym na dwie części: sudecką i przedsudecką (Fig. 10, 11). W swej części górskiej masyw sowiogórski graniczy uskokowo na SE z fałdową strukturąbardzką (ang. Bardo Fold Structure), w skrócie: strukturą bardzką, a na


NW ze strukturą fałdowąŚwiebodzic (ang. Świebodzice Fold Structure). W części przed sudec kiej północną granicę masywu sowigórskiego stanowi uskok dzielący go od masywu Ślęży, zaś wschodnią – strefa ścinaniaNiemczy (ang. Niemcza Shear Zone) (Fig. 10, 11). Masywsowiogórski zbu-dowany jest głównie z kilku odmian gnejsów, w części migmatycz nych, wśród których podrzędnie wystę pują granulity, amfibolity i sporadycznie ultrabazyty. Proto litem gnejsów sowiogór skich były przede wszystkim szarogłazy oraz pelity osadzone w basenie neoprote ro zoiczno-kambryjskim, a podrzędnie – granitoidy intrudujące w okresie pomiędzy 490 Ma a 480 Ma. Metamorfizm tych skał, w warunkach górnej facji amfibolitowej, miał miejsce w interwale 385–360 Ma. W tym czasie zostały w nie tektonicznie włączone łuski granulitów, które powstały wcześniej, około 400 Ma, na większych głębokościach, pod wyższym ciśnieniem i przy nieco wyższej temperaturze.

Ofiolit sudecki (ang. Sudetic Ophiolite) jest tektonicznie rozczłonkowaną jednostką lito strukturalną, która odsłania się w kilku masywach skalnych, znajdujących się głównie na środkowym Przedgórzu Sudeckim: w Masywie Ślęży, Wzgórzach Kiełczyńskich, Wzgó rzach Niemczańsko-Strzelińskich oraz w Obniżeniu Noworudzkim w Sudetach Środko wych. Największe fragmenty ofiolitu reprezentują: gabrowo-serpentynitowy masywŚlęży(ang. Ślęża Massif ), który przylega od północy do masywu sowiogórskiego. Na E od masywu Gór Sowich, wśród skał strefy Niemczy, wystepuje serpentynitowy masyw Szklar (ang. Szklary Ser pen tinite Massif ) oraz gabrowo-serpentynitowy masywBraszowic-Brzeźnicy(ang. Bra szo wice-Brzeźnica Gabbro-Serpentinite Massif ), a na SW – gabrowo-diabazowy masywNowejRudy-Słupca (ang. Nowa Ruda-Słupiec Gabbro-Diabase Massif; Fig. 10, 11). Protolit ofiolitu sudeckiego tworzony był głównie przez ultramafity i gabra, niewielkie ilości dole rytów i bazaltów oraz rzadko występujące lidyty. Skały te stanowiły fragment skorupy ocea nicznej generowanej w okresie 420–400 Ma, kiedy to prawie jednocześnie ulegały one przeo bra żaniu (serpentynizacji i rodingityzacji) pod znacznym wpływem wody morskiej. W póź nym dewonie zostały one pogrążone na głębokość 5–8 km (1,7–3 kbar) i uległy metamor fizmowi regionalnemu w warunkach dolnej

facji zieleńcowej (250–370°C). Nie przeszły one metamorfizmu w warunkach wyższych ciśnień, a więc nie uległy subdukcji, co odróżnia je istotnie od serii metawulka nitów kaczawskich oraz serii metawul kanitów z SE części masywu karkonosko-izerskiego. Z końcem dewonu, rozczłonkowany na fragmenty, ofiolit środkowosudecki wraz gnejsami sowiogórskimi i metamorfikiem masywu kłodzkiego był już na powierzchni i podlegał erozji.

Przy NW narożu trójkątnego w kształcie masywu sowiogórskiego znajduje się struktura fałdowa Świebodzic, wklinowana pomiędzy gnejsy sowio-górskie na południu a pasmo kaczawskie na północy (Fig. 10,11). Na południowym zachodzie uskok Strugi oddziela struk turę Świebodzic od synklinorium śródsudeckiego, a brzeżny uskok sudecki obcina ją od północnego wschodu. Struk tura Świebodzic stanowi ograniczony uskokami i wewnętrz nie sfałdowany, rombowy w kształcie fragment większego(?), wczesnowaryscyjskiego śródgórskiego basenu osadowego, wypełnionego zlepieńcami, piaskowcami i mułowcami, być może powstałego w reżimie przesuwczym. Skały te tworzą trzy formacje, które akumu lowały materiał detrytyczny pochodzący z późnodewońsko-wczesnokarbońskiej (ok. 360–350 Ma) erozji wyniesionego masywu sowio górskiego oraz z ówcześnie leżącego dalej na zachód, nieznanego „masywu południo wego”.

Na północ od struktury Świebodzic i masywu gnejsowego Gór Sowich, wystę-puje na po wierzchni duży, karbońsko-wczesnopermski pluton granitowyStrzegom-Sobótka (ang. Strzegom-Sobótka Granite Pluton), kontaktujący intruzywnie ku SE z masywem Ślęży (Fig. 10, 11).

Strefa ścinania Niemczy (ang. Niemcza Shear Zone), w skrócie: strefa Niemczy, przylega od zachodu do masywu gnejsowego Gór Sowich (Fig. 10, 11). Znajduje się ona na Przed górzu Sudeckim, zajmując obszar Wzgórz Dębowych i Wzgórz Szklarskich, które są częś cią Wzgórz Niemczańsko-Strzelińskich. Strefa Niemczy od wschodu graniczy z metamor ficz nym pasmem fałdowym Kamieńca Ząbkowickiego, na połud niu obcina ją brzeżny uskok

35ŚRODKOWA CZ ĘŚĆ BLOKU DOLNOŚL Ą SK IEGO

sudecki, podczas gdy na pół nocy niknie pod pokrywą kenozoiczną. Struktura ta stanowi 20-kilo metrowej szerokości pasmo zmetamorfizowanej sukcesji osadowej szaro głazów i kwar cytów, z fragmentami skał ofiolitu sudeckiego oraz strefowo zmylonityzo wanych ciał gnejsów sowiogór skich. Intru dowały w nią granodioryty niemczańskie o wieku 340 Ma. Sekwencja ta uległa tu nisko ciśnieniowemu metamorfizmowi, przynajmniej w części związanemu z efektem termicznym pojawienia się intruzji, która była syntektoniczna z regionalną deformacją ścięciową w strefie Niemczy.

Struktura fałdowa Barda (ang. Bardo Fold Structure), w skrócie: stru-ktura bardzka, znajduje się na południe od masywu sowio górskiego oraz strefy Niemczy i masywów ofiolitowych, w podniesionym (spągowym) skrzydle brzeżnego uskoku sudeckiego (Fig. 10, 11). Geograficznie jest ona zlokalizowana głównie na obszarze Gór Bardzkich w Sudetach Środkowych. Geologicznie, struktura bardzka gra niczy od południowego zachodu zkło-dzkim masywem metamorficznym (ang. Kłodzko Metamorphic Massif ) i leżącym nad nim niezgodnie cienkim pakie tem górnodewońskich zlepieńców i wapieni, na które jest nasunięta wzdłuż nasunięcia kłodzkiego (ang. Kłodzko Thrust), a także z wypełnionym osadami dolnopermskimi rowem tektonicznym Czerwieńczyc (ang. Czerwieńczyce Graben) odgałęziającym się od synkli nor ium śródsudeckiego (Fig. 10). Od NE strukturę bardzką obcina brzeżny uskok sudecki. Od NW, poprzez szeroką strefę uskokową repre zentującą fragment głównego uskoku śródsudec kiego, struktura bardzka graniczy z blokiem sowiogórskim. Budują ją generalnie niezmeta mor fizowane skały górnego ordowiku(?), syluru, dewonu i dolnego karbonu, jedynie w części południowej wyraźnie podgrzane przez intruzję granitoidów kłodz ko-złotostoc kich o wieku 340 Ma.

Ze strukturą bardzką sąsiaduje i tworzy częściowo jej podłoże kłodzkimasywmetamorficzny, w skrócie: masyw kłodzki (ang. Kłodzko Metamorphic Massif ). Jego granicę SW wyzna cza uskok oddzielający go od synklinorium śródsudeckiego, a serie osadowe synklinorium przykrywają masyw od NW

(Fig. 10, 11). Od NE masyw kłodzki graniczy poprzez nasunięcie kłodzkie ze strukturą bardzką, oraz z rowem tektonicznym Czerwieńczyc, natomiast od SE – z granitoido wym plutonemKłodzka-ZłotegoStoku(ang. Kłodzko-Złoty Stok Granite Pluton), o wieku około 340–330 Ma. Kłodzki masyw metamorficzny zbudowany jest z amfibolitów, metagabr i gnejsów plagioklazowych zme-tamorfizowanych w facji amfibo litowej, oraz z metaryolitów, zieleńców, fyllitów i środko wodewońskich wapieni przeobra żonych w facji zieleńcowej. Najnowsze badania izoto powe wskazują na poligeniczność i różny wiek serii wyjściowych. Część z nich jest wieku neoprotero zoicznego, a część (niżej zmetamorfizowana) – wczesnopaleozoicz nego.

Kopuła orlicko-śnieżnicka (ang. Orlica-Śnieżnik Dome) obejmuje Góry Orlickie i Góry Bystrzyckie, masyw górski Śnieżnika, Góry Złote Góry Rychlebskie, Góry Bialskie, Krowiarki. Geograficznie obszar Gór Orlickich i Bystrzyckich zaliczany jest do Sudetów Środkowych, reszta – do Sudetów Wschodnich. Granice kopuły orlicko-śnieżnickiej wyzna cza na NW pokrywa platformowa ujęta w synklinorium śródsudeckie, na zachodzie kra wędź północnoczeskiej niecki („płyty”) kredowej, na północy granitoidy plutonu kłodz ko–złotostockiego, a na NE – sudecki uskok brzeżny (Fig. 10, 11). Na wschodzie ogranicza kopułę zespół nasu nięć biegnących w obrębie pasma fałdowegołupkówiamfibolitów StaréhoMěsta, w skrócie: pasma Starého Města (ang. Staré Město Schist-and-Amphibolite Fold Belt), stanowiący NNE przedłużenie strefy nasunięć moldanubskich, znanej z obszaru Dolnej Austrii i Moraw. Niegdyś jako najważniejsze w tym zespole traktowane było nasu -nięcie ramzowskie, jednakże dziś wiadomo, że granicę między Sudetami Zachodnimi i Sudetami Wschodnimi wyznacza, leżące dalej na zachód, nasunięcienyznerowskie (ang. Nyznerov Thrust).

Litostratygrafia kopuły orlicko-śnieżnickiej jest urozmaicona. Jej część wew nętrz ną budują różne odmiany gnejsów (migmatycznych i metagra-nitów) o wieku 514–490 Ma oraz łupki łyszczykowe, amfibolity, leptynity (metaryolity) o wieku ok. 520-500 Ma, wapienie krysta licz ne i kwarcyty,


zmeta morfizowane w facji amfibolitowej. Wśród gnejsów migmatycznych występują skały zmetamorfizo wa ne w warunkach facji granulitowej i eklo-gitowej na znacz nych głębokościach (do 130 km) pod bardzo wy sokim ciśnie-niem (do 33 kbar). Część wewnętrzna kopuły orlicko-śnieżnickiej oddzielona jest od części zewnętrznej syn metamor ficznymi uskokami – wielofazowymi strefami ścięciowymi o różnej kinematyce. Część zewnętrzną na zachodzie wyznacza pasmo fałdowe fyllitów i zieleńcówNovéhoMěsta, w skrócie: pasmo Nového Města (ang. Nove Město Slate-and-Greenstone Fold Belt), które tylko w nikłym stopniu wcho dzi na terytorium Polski. W całości po stronie czes kiej leżą fyllity, łupki i paragnejsy, częściowo migmatyczne, oraz amfibolity ciągle mało jeszcze pozna nego pasma fałdowego łupkówimigmatytówZabřehu, w skrócie: pasma Zabřehu (ang. Zabřeh Schist-and-Migmatite Fold Belt). Oba pasma graniczą z jądrem kopuły poprzez strefy ścięciowe rozwinięte w reżimie normalnym oraz normalno-przesuwczym.

MetamorficznepasmofałdoweKamieńcaZąbkowickiego, w skrócie: pasmo Kamieńca Ząbkowickiego lub pasmo kamienieckie (ang. Kamieniec Ząbkowicki Metamor phic Fold Belt), znajduje się we wschodniej części Przedgórza Sudeckiego, na obszarze Wzgórz Dębo wych i Wzgórz Dobrzenieckich należących do Wzgórz Niemczańsko-Strzelińskich. Jego granicę zachodnią stanowi strefa ścinania Niemczy, granicę wschodnią stanowi nasunięcieStrzelina(ang. Strzelin Thrust), w większości skryte pod osadami kenozoicz-nymi doliny Oławy, zaś granicę południową – uskok sudecki brzeżny (Fig. 10, 11). Gra nica północna pasma nie jest dobrze określona, gdyż znika ono pod pokrywą keno zoiczną.

Pasmo kamienieckie tworzą łupki łyszczykowe z przeławiceniami leptyni-tów, amfi bo litów, marmurów oraz para- i ortognejsy, zmetamorfizowane w warunkach facji amfibolitowej. W części południowej pasma, w obrębie łupków występują ciała eklogitów i granulitów. W częś ci wschodniej pasma kamienieckiego dominują liczne odmiany gnejsów o zróżnicowa nym wieku protolitów – od 600 Ma do 380 Ma.

Wschodnia część bloku dolnośląskiego

W granicach Polski zespoły skalne wschodniej części bloku dolnośląskiego odsłaniają się głównie na bloku przedsudeckim. Niemal cała część wschodnia bloku sudeckiego leży na terytorium czeskim i geograficznie prawie pokrywa się z Sudetami Wschodnimi (Fig. 10, 11). Pokrywa kenozoiczna pozostawia tu na powierzchni jedynie niewielkie izolowane, wyspo we wystąpienia skał podłoża. Największym z nich, leżącym najdalej na północy, jest ma-syw gnejsowo-granitowy Strzelina, w skrócie: masyw Strzelina, masyw strzeliński (ang. Strzelin Gneiss-and-Granite massif ). W jego obrębie znajduje się nasunięcie strzelińskie (ang. Strzelin Thrust), które stanowi północny frag ment strefy nasunięć moldanub skich (Fig. 11B). Oddzielają one masyw czeski, obejmujący wewnętrzną część orogenu waryscyjskiego (strefy saksoturyńska i moldanubska wraz ze strefą Tepli-Barrandienu – bo-hemikum), od strefymorawsko-śląskiej (ang. Moravo-Silesian Zone), która należy do zew nętrznej części tego orogenu. W obrębie bloku dolnośląskiego, strefa nasunięćmoldanubskich (ang. Moldanubian Thrust Zone) rozdziela jego część zachodnią i środkową od części wschodniej. Ku południowi, strefa nasunięć moldanubskich kontynuuje się w obrę bie pasma Starého Města i stanowi wschodnią granicę kopuły orlicko-śnieżnickiej.

Masyw Strzelina, geograficznie należący do Wzgórz Niemczańsko-Strzeliń-skich, zbu do wany jest z kompleksu metamorficznego: neoproterozoicznych i poźnokambryjskich gnej sów (protolity: 600–568 Ma, 504 Ma) łupków łyszczykowych, amfibolitów i marmu rów oraz dewońskich kwarcytów i łu-pków kwarcytowych zmetamorfizowanych w dolnym i górnym zakresie facji amfibolitowej. W serie te intrudowały w karbonie granitoidy w dłu gim prze-dziale czasu od 347-330 Ma do 300-295 Ma.

Cechą charakterystyczną Sudetów Wschodnich jest m.in. obecność neopro-terozoicznych, kadomskich gnejsów i skał metaosadowych oraz dewońskich kwarcytów i wapieni, zna nych też z masywu Brna, który należy już do

37GŁÓWNE JEDNOSTK I STRUK TUR A LNE BLOKU POŁUDNIOWOWIELKOPOLSK IEGO

przedpola orogenu waryscyjskiego. Tekto nicznie złożone, krystaliczne podłoże tego przedpola kontynuuje się ku NNE aż po blok górnośląs ki, którego platformowa pokrywa obejmuje też dewoń sko-karboń skie zapadlisko górnośląskie (Fig. 11B), pełniące w karbonie rolę zapadliska przedgórskiego waryscyjskich Sudetów.

Wychodnie skał krystalicznych wschodniej części bloku dolnośląskiego (uskok brzeżny gaśnie tutaj, a z nim podział na część su de cką i przedsudecką bloku) odsłaniają się wyspo wo spod pokrywy kenozoicznej w rejonie Otmuchowa (w Obniżeniu Otmuchowskim) i Głuchołaz, w Górach Opawskich, już na tere nie Śląska Opolskiego, poza granicami Dolnego Śląska. Strefa odsłonięć skał średniego stop nia metamorfizmu regionalnego (marmury, łupki łyszczykowe, amfibolity) w Górach Opawskich stanowi niewielki fragment dużej jednostki strukturalnej, znanej z terytorium czeskiego po nazwą kopuły Desny (ang. Desná Dome), zbudowanej głównie z dewońskich skał metaosadowych i metawulkanicznych oraz kadomskich gnejsów, które w małej części tylko odsłaniają się na terenie Polski. Jednostka ta geologicznie należy do Sudetów Wschodnich i jest interpreto-wana jako brzeżny fragment złożonego teranu Brunowistulii, który stanowi podłoże strefy morawsko-śląskiej (Fig. 6, 7A, 10, 11).

Dalej na wschód, w okolicach Prudnika i Głubczyc, w obrębie Płaskowyżu Głubczyckiego, odsłania się niewielki północny fragment dużej jednostki strukturalnej, występującej głów nie na obszarze Republiki Czeskiej, zbudowanej z rozwiniętej w facji kulmu, w przewadze turbidytowej sukcesji dolnokarbońskiej, z niewielkim udziałem przedorogenicznych osa dów dewońskich, wykazującej niski stopień metamorfizmu regionalnego w swej zachodniej częś ci. Wspomniana sukcesja ujęta jest w szereg płaszczowin i jako jednostka strukturalna określana terminem morawsko-śląskie pasmo fałdowo-nasuwcze (ang. Moravo-Silesian Fold-and-Thrust Belt), w skrócie: pasmo mo raw sko-śląskie. Jednostka ta stanowi fragment zewnętrznej strefy orogenu waryscyj skiego, która nasunięta została na zachodni skraj za pad liska górnośląskiego (Fig. 10, 11B).

Główne jednostki strukturalne bloku południowowielkopolskiego i jego pokrywy

Monoklinaprzedsudecka (ang. Fore-Sudetic Homocline) to termin używany tradycyjnie dla określenia utworów permu i triasu zapadających pod małym kątem ku NE (Fig. 2, 4, 10, 11A). Stanowią one platformową pokrywę sfałdowanego karbońskiego fliszowego podłoża, które interpretowane jest jako wielkopolskiepasmofałdowo-nasuwcze(ang. Wielkopolska Fold-and-Thrust Belt), w skrócie: pasmo wielkopolskie. Pasmo to reprezentuje fragment eksternidów waryscyjskich, występujących pomiędzy strefami uskokowymi Odry i Dolska (Fig. 4, 11A). Strukturalnie nawiązuje ono do morawsko-śląskiego pasma fałdowo-nasuw czego ku SE i pasma renohercyńskiego ku WNW. Jeszcze głębsze elementy podłoża bloku południowowielko-polskiego nawiercono w wyniesionych zrębach Wolsztyna-LesznaiBielaw-Trzebnicy(ang. Wolsztyn-Leszno Horst, Bielawy-Trzebnica Horst) w postaci kwarcowo-serycy towych fyllitów, odsłaniających się tam na powierz-chni podpermskiej. Choć wiek ich osadowego protolitu nie jest dobrze znany – prawdo podobnie dewoński – to końcowe fazy głównej defor macji i przeobrażeń udało się datować na 340 Ma. Wskazuje to na przynależność tych skał do orogenu warys cyjskiego. Głębokie podłoże monokliny pozo-staje nieznane. Jego sejsmiczna charakterystyka prędkościowa wskazuje na podobieństwo środkowej i dolnej skorupy do skorupy innych obszarów platformy zachodnioeuropejskiej.

Na północ od uskokuDolska (ang. Dolsk Fault), w podłożu synkli nor ium szczecińsko-miechowskiego, poniżej strefowo zafałdowanej sukcesji osadowej kar bonu (strukturalnie reprezentuj ącej bądź jeszcze kontynuację pasma wielkopolskiego, bądź też już tylko słabo zde formowaną część wypełnienia karbońskiego zapadliska przedgór skiego waryscydów) występu ją utwory, których nie udało się dotąd nawiercić ze względu na zbyt dużą głębo kość wystę po wania.

39GRUPA M AGUR SK A

Orogen karpacki

Karpaty zewnętrzne i zapadlisko przedkarpackie

Tradycyjnie Karpaty Zachodnie dzieli się na starsze (późnokredowe) pasmo fałdowo-płasz czowinowe nazy wane Karpatami wewnętrznymi (internidy) i młodsze (oligoceńsko–środ kowomioceńskie) pasmofałdowo-płaszczowinowe, znane jako Karpaty zewnętrzne (eks ternidy) lub fliszowe (Fig. 12). Na granicy internidów i eksternidów usytuowany jest pie niński pas skałkowy – będący strefą szwu orogenicznego Karpat Zachodnich. Karpaty zewnętrzne są zbudowane z dolnojurajsko–dolnomioceńskich, głównie fliszowych ut wo rów, całkowicie odkorzenionych od swego podłoża. Przed czołem Karpat fliszowych znaj duje się strefa sfałdowanych utworów molasowych (dolny–środkowy miocen), która ma postać wąskiego klina zapadającego pod orogen.

Obecny podział tektoniczny Karpat zewnętrznych zaproponowany został przez Nowaka (1927), który wyróżnił w nich trzy grupy płaszczowin: brzeżną, średnią i magurską. W drugiej połowie ubiegłego stulecia intensywny rozwój kartografii geologicznej oraz liczne, głębokie otwory wiertnicze ugruntowały powszechnie dziś akceptowaną regionalizację tektoniczną polskich Karpat zachodnich (Książkiewicz, 1972, 1977, Świdziński, 1953, Sikora & Żytko, 1959, Ślączka, 1971, Koszarski i in., 1974, Kotlarczyk, 1985, Żytko i in., 1989; por. Oszczypko i in. 2008).

Grupa magurska (płaszczowina magurska)

Grupa magurska, określana też jako płaszczowina magurska (ang. Magura Nappe, Limanowski, 1905), jest największą, strukturalnie najwyższą i sięgającą najdalej na południe, jednostką Karpat zewnętrznych (Fig. 12). Odsłania się ona od okolic Lasu Wiedeńskiego na zachodzie po okolice Poiana Botizei w Kar-patach Rumuńskich (Żytko, 1999; Oszczypko i in., 2005). Płaszczowina tę tworzą głównie utwory kredy górnej i paleo genu, które zostały całkowicie odkorzenione od swego podłoża i daleko nasunięte na przedpole (Fig. 12, 13). Czoło płaszczowiny i zarazem jej północną granicę wyznacza wychodnia nasunięcia magurskiego, południową – uskok przesuwczy, biegnący wzdłuż północnej krawędzi pienińskiego pasa skałkowego (sensu Birkenmajer, 1979,1986; Fig. 12, 13 A-B). Strukturalnie poniżej nasunięciamagurskiegowystępują utworypłaszczowinydukielskiej oraz płaszczowinygrybowskiej, a w części środkowej płaszczowinycząstkowej (sub-płaszczowiny) Obidowej-Słopnic (Żytko & Malata, 2001). Skały tworzące te jednostki te można obserwować w oknach tektonicznych lub w rdzeniach z licznych otworów wiertniczych.

Nasunięcie magurskie (ang. Magura Thrust) nie jest płaszczyzną lecz nierówną powierz chnią, w reliefie której pojawiają się tektonicznie uwa-runkowane elewacje i zapadliska: elewacja Mszany Dolnej oraz zapadliska Kotliny Sądeckiej i Orawsko-Nowotarskiej (Fig. 12). Utwory skalne ponad nasunięciem magurskim są charakterystycznie sfałdowane. Liczne antykliny i synkliny, zwane tu – odpowiednio – siodłami i łękami, wykazują zmienną orientację subhoryzontal nych osi, które biegną zgodnie z regionalnym wygięciem łuku Karpat Zachodnich. Siodła są wąskie, ściśnięte i często złuskowane, natomiast łęki są szerokie i płaskie, a ich południowe skrzydła, często o zredukowanej miąższości, są nazwy czaj obalone ku północy. W północnej części płaszczowiny magurskiej dominują fałdy o wergencji północnej, natomiast w części południowej nierzadko notowana jest również wergencja południowa fałdów wstecznie obalonych.

Fig. 12. Szkic tektoniczny polskiej części orogenu karpackiego i jego przedpola (wg Żytko i in. 1989, uzupełniony). A-B, C-D, E-F, G-H, I-J – lokalizacja przekrojów geologicznych z Fig. 13 i Fig. 15. Prostokątna ramka – obszar pokazany szczegółowo na Fig. 14. Bu – strefa bystrzycka; Ku – strefa krynicka; Ru – strefa krynicka; Su – strefa Siar. Wybrane wiercenia: BIG1 – Bielsko Biala IG 1; CIG1 – Cisowa IG1; K1 – Kuźmina 1; SIG1 – Siekierczyna IG1; Z1 – Zawoja 1.


W tradycji badań geologicznych sukcesji osadowych w Karpatach leży praktyka identyfiko wania i wyróżniania stref facjalnych przypisywanych basenom, które rozdzielane były przez wyniesione i erodowane kordyliery. Różne facjalnie utwory, zdeponowane w posz cze gól nych basenach, po wbudo-waniu w płaszczowinową strukturę Karpat, zachowały swą litologiczną i litostratygraficzną odmienność. Są one dzięki temu lepiej lub gorzej rozpoz-

nawalne i zwyczajowo traktowane jako jednostki tektoniczne, mimo ich z reguły słabo określonej tożsamości strukturalnej i słabo poznanych granic. Z tego powodu tektoniczna identyfikacja tych jednos tek nie jest zatem w Karpatach zadaniem łatwym.

W obrębie grupy magurskiej wyróżnia się cztery takie strefy facjalne (Książkiewicz, 1948, 1958; Świdziński, 1953, 1958; Sikora & Żytko, 1959; Wacławik, 1969; Sikora, 1970; Oszczypko, 1973; Koszarski i in., 1974). Idąc od północy ku południowi napotka się kolejno: strefęSiar, strefęraczańską, strefębystrzycką (sądecką) oraz strefękrynicką(Fig. 12, 13). Stratygraficzna miąższość tworzących je utworów rośnie ku południowi: od 2 km w strefie Siar do 3,5 km w strefie krynickiej.

Fig. 13 A-B. Przekroje geologiczne przez Karpaty Zewnętrzne. A–B — przekrój Zakopane-Kraków (wg Sikora i in., 1980; Oszczypko, 2006). C–D — przekrój Smilno-Rzeszów (wg Oszczypko i in., 1998). OE m – warstwy menilitowe; OK – warstwy krośnieńskie; O m – warstwy menilitowe; Eb – formacja beloweska; Eps – łupki pstre i piaskowce ciężkowickie; K i – warstwy inoceramowe; Ks – warstwy istebniańskie; Kr – warstwy ropanieckie i ciśniańskie; K 1 – warstwy dolnokredowe.

41GRUPA M AGUR SK A

Strefę bystrzycką i krynicką, w rejonie na wschód od Dunajca, stanowią obecnie zespoły łusek/skib (Świdziński, 1953; Świdziński, 1958; Sikora, 1970; Oszczypko, 1973), ale rozdzielające je granice tektoniczne są raczej uskokami odwróconymi, a nie powierzchniami nasunięć sensu stricto (por. Książkiewicz, 1972, 1977). Na wschód od Dunajca strefy bystrzycka i krynicka mają cechy strukturalne charakterystyczne dla łusek lub skib (Świdziński, 1953, mapa geologiczna 1: 200 000; Sikora, 1970; Oszczypko, 1973). Według Książkiewicza (1972, 1977) nie ma podstaw do wydzielania,

na zachód od Raby, stref raczańskiej i bystrzyckiej jako odrębnych jednostek tektonicznych, ponieważ na granicy tych stref facjalnych nie stwierdzono żadnych uskoków/nasunięć.

W części południowej grupy magurskiej Birkenmajer (1979, 1986, 2001) wyróżnił akrecyj ną strefęGrajcarka (ang. Grajcarek Accretionary Zone) jako przejście między basenem magurskim i basenem pienińskim. Strefa ta została na nowo zdefiniowana tektonicznie przez Oszczypkę i in. (2010) jako zespół łusek


usytuowanych w brzeżnej części grupy magurskiej przed czołem pienińskiego pasa skałkowego oraz w oknach tektonicznych w obrębie tego pasa (por. Jurewicz, 1997). Północną granicę zespołułusekGrajcarka (ang. Grajcarek thrust sheets) stanowi zatem bezimienne dotąd nasunięcie, które proponujemy nazwać nasunięciemGrajcarka(ang. Grajcarek Thrust). Wzdłuż tej struktury jurajsko-kredo we utwory pienińskie zostały tektonicznie przemieszczone ponad paleogeńskie utwory stre fy krynickiej płaszczowiny magurskiej (Oszczypko i in., 2010).

W części północnej grupy magurskiej wyróżniana jest strefaprzedmagur-ska. Tworzą ją ścienione sekwencje utworów pelagicznych i fliszowych, zazębiających się facji typowych dla basenu magurskiego (eocen) i śląskiego (oligocen). W południowej części Beskidu Śląskiego utwory te ujęte są w zespółłusekprzedmagurskich(ang. Fore-Magura Thrust Sheets), który ciągnie się od Moraw po rejon Żywca, gdzie chowa się całkowicie pod nasu-niętą nań płaszczowiną magurską (Burtan & Sokołowski, 1956). Od północy zespół ten (=strefa przedmagurska) ograniczony jest powierzchnią nasunięciaprzedmagurskiego (ang. Fore-Magura Thrust), wzdłuż którego został on nasunięty na płaszczowinę śląską. Według niektórych poglądów (Koszarski & Koszarski, 1985) zespół łusek przedmagurskich występuje lokalnie również przed czołem płaszczowiny magurskiej w okolicy Gorlic.

Strefa jasielska lub sub-płaszczowina jasielska (ang. Jasło sub-Nappe), którą tworzą utwory paleogenu i senonu (Tołwiński, 1921; Koszarski, 1985), występujące lokalnie (Fig. 15) na przedpolu płaszczowiny magurskiej, pomiędzy Stróżami a Dobrynią, uważana jest za wschodnie przedłużenie strefy przedmagurskiej. W strukturę tej sub-płaszczowiny wchodzą obszary określane w literaturze jako półwyspy (=półokna) tektoniczneŁużnej i Harklowej (Świdziński, 1953). Tworzy ona również czapki tektoniczne Kluczowej, Sko łyszyna i Sowin, które strukturalnie leżą ponad płaszczowiną śląską. Od południa sub-płasz czowinę jasielską ogranicza nasunięcie magurskie.

Grupa średnia

GrupaŚrednia (ang. Middle Group) to nazwa wprowadzona przez Nowaka (1927) dla określenia płaszczowin leżących na przedpolu płaszczowinymagurskiej, które tworzą razem jednostkę tektoniczną wyższego rzędu. W skład jej wchodzą płaszczowiny:dukielskaorazśląska,podśląskaiskol-ska.Te trzy ostatnie na pograniczu Karpat Zachodnich i Wschodnich łączą się ze sobą (Książkiewicz, 1972), w których utwory oligocenu są reprezentowane przez warstwy menilitowo-krośnieńskie.

Płaszczowina dukielska (ang. Dukla Nappe, Ślączka, 1971), która tworzy najwyższy element strukturalny grupy średniej występuje przede wszystkim we wschodniej części polskich Karpat zewnętrznych, na wschód od Wisłoki (Fig. 12, 14). Jej profil litostraty graficz ny obejmujący osady od kredy górnej po oligocen, o miąższości stratygraficznej ~2.5 km, wykazuje podobieństwa zarówno do płaszczowiny magurskiej (kreda-środkowy eocen) jak i płaszczowiny śląskiej (górny eocen-oligocen). Ślączka (1971) wprowadził nazwę „jed nostka dukielska”, a Książkiewicz (1972, 1977) zwrócił uwagę, że jednostka ta wykazuje cechy płaszczowiny. Ku południowemu wschodowi kontynuuje się ona na teren Słowacji i Ukrainy, a ku zacho dowi chowa się pod nasunięcie magurskie. Granicą spągową tej płasz czo winy jest powierzchnia ścięcia tektonicznego w obrębie osadów kredy górnej, które proponujemy nazwać nasunięciem dukielskim (ang. Dukla Thrust). Granicę stropową stanowi nasunięcie magurskie (ang. Magura Thrust), poprzez które płaszczowina magur ska sąsiaduje tektonicznie z najmłodszymi, oligoceńskimi utworami płaszczowiny dukiel skiej (Fig. 12). Pewne zróżnicowania w rozwoju litofacjalnym oraz w budowie tektonicznej płaszczowiny dukielskiej są podstawą do wyodrębnienia w niej trzech sub-płaszczowin (płaszczowin cząstkowych). Sub-płaszczowinamichowska (ang. Michowa sub-Nappe) obejmuje brzeżną część płaszczowiny dukielskiej (Ślączka, 1971). Rozpościera się ona od Karpat Wschodnich na terenie Ukrainy po rejon Żmigrodu na zachodzie, gdzie chowa

43GRUPA ŚR EDNI A

się pod płaszczowiną magurską (Fig. 14, 15). Strukturę tę tworzy kilka stojących, niekiedy wstecznie obalonych, złuskowanych fałdów i łusek, wyróżnianych jako skibyChryszczatej-WielkiejRawki (ang. Chryszczata-Wielka Rawka Thrust-Sheets). Granicę spągową sub-płaszczowiny michowskiej stanowi powierzchnia ścięcia tektonicznego – nasunięcie dukielskie, poprzez które w części zachodniej nasunięta jest na płaszczowinę śląską (Fig. 15A), a dalej ku południowemu wschodowi na strefęprzeddukielską(ang. Fore-Dukla Zone). Granicę stropową sub-płaszczowiny michowskiej wyznacza nasunięcie ma gurskie (Fig. 12, 15B).Sub-płaszczowinaJasiela (ang. Jasiel sub-Nappe) rozciąga się od Myscowej na pół nocnym zachodzie, gdzie wynurza się spod płaszczowiny magurskiej, po rejon Roztok Gór nych na południowym wschodzie, gdzie przechodzi na stronę słowacką. Sub-płaszczo wina ta buduje wewnętrzną, środkową cześć płaszczowiny dukielskiej (Fig. 12, 14, 15). Cha rakteryzuje ją większe zanurzenie osi fałdów niż w sub-płaszczowinie michowskiej oraz obecność płasko nasuniętych, złuskowanych fałdów i łusek (Hyrlatej i Kamionki). Granicę spągową sub-płaszczowiny Jasiela, wyznacza powierzchnia ścięcia tektonicznego. Proponujemy je nazwać nasunięciemJasiela(ang. Jasiel Thrust), poprzez które sąsiaduje ona z strukturalnie niższą sub-płaszczowiną michowską.

Sub-płaszczowina grybowska (ang. Grybów sub-Nappe) zbudowana jest prawie wyłącznie z utworów paleogenu. Pojawia się ona wyłącznie w oknach tektonicznych w brzeżnej części płaszczowiny magurskiej (Fig. 12, 14): od okna tektonicznego Świątkowej, przez okno Ropy, Grybowa–Klęczan po okno Szczawy oraz Mszany Dolnej na zachodzie (Świdziński, 1953, 1958). Jest ona odkłuta od podłoża i wraz z płaszczowiną magurską przesunięta ku północy. Relacja strukturalna sub-płaszczowiny grybowskiej do pozostałych sub-płaszczo win w obrębie płaszczowiny dukielskiej jest ciągle jeszcze dyskutowana.

Płaszczowina śląska (ang. Silesian Nappe) rozciąga się na obszarze Karpat polskich od Beskidu Śląskiego po okolice Leska w Bieszczadach (Książkiewicz, 1938, 1972, 1977). W części zachodniej płaszczowina ta zbudowana jest głównie z utworów tytonu-kredy, na wschód od Soły także

z utworów paleogeńskich, a na wschód od Wisłoki przede wszystkim z oli-goceńskich warstw kroś nieńskich. Począwszy od rejonu Gorlic fliszowa sukcesja śląska obejmuje również wczesny miocen. Miąższość stratygraficzna wynosi przeważnie 2500-3000 m, wyjątkowo w Beskidzie Śląskim i w Bie-szczadach sięga 5000 m.

Spągową powierzchnię nasuwczą płaszczowiny ślaskiej wyznacza, powstałe w spągu sukcesji śląskiej, odkłucie (Fig. 13), które proponujemy nazwać

Fig. 14. Szkic tektoniczny wychodni sub-płaszczowiny jasielskiej (wg Koszarski, 1985). 1 – płaszczowina śląska; 2 – sub-płaszczowina grybowska; 3 – sub-płaszczowina jasielska; 4 – płaszczowina magurska; 5 – nasunięcie sub-płaszczowiny grybowskiej; 6 - nasunięcie sub-płaszczowiny jasielskiej; 7 – nasunięcie płaszczowiny magurskiej.


nasunięciem śląskim (ang. Silesian Thrust). Taką właśnie jego pozycję potwierdził m.in. otwór Siekierczyna IG 1 na północ od Nowego Sącza. W zachodniej części płaszczowiny śląskiej nasunięcie śląskie utworzyło się w obrębie najwyższej jury, poniżej dolnych łupków i wapieni cieszyńskich (tyton–berias). Dalej na wschodzie, po południk Leska-Baligrodu, nasunięcie śląskie kontynuuje się natomiast w warstwie łupków cieszyńskich górnych lub łupków wierzow skich (walanżyn-hoteryw), a na południu, w Bieszczadach, wśród utworów dolnej kredy.

Między Olzą a Skawą, w płaszczowinie śląskiej, zbudowanej tu głównie z utworów tytonu-walanżynu i cieszynitów, wyróżnia się domenę drugorzędnie sfałdowaną, określaną jako –sub-płaszczowina cieszyńska (ang. Cieszyn sub-Nappe). Granice tej jednostki mają charakter tektoniczny. Dolną granicę

Fig. 15. Przekroje geologiczne pokazujące relacje strukturalne płaszczowin karpackich. A — przekrój E–F (Fig. 12) przez płaszczowinę dukielską z sub-płaszczowinami Jasiela i michowską (Ślączka, 1971). Ok – warstwy krośnieńskie; Omk – warstwy przejściowe; O m – warstwy menilitowe; Oc –piaskowce cergowskie; Opc – margle podcergowskie (z Jawornika); OEmsz – piaskowce z Mszanki; Eh – warstwy hieroglifowe; Eps – łupki pstre; Eprz – piaskowce przybyszowskie; K i – warstwy inoceramowe. B — przekrój G–H (Fig. 12) Jaśliska – Rymanów przez synklinorium jasielskie (Ślączka, 1977). Ok – warstwy krośnieńskie; Om – warstwy menilitowe; Oc –piaskowce cergowskie; Opc – margle podcergowskie (z Jawornika); E h – warstwy hieroglifowe; Eps + Ec – łupki pstre i piaskowce ciężkowickie; Ki – warstwy inoceramowe; Kłu – warstwy łupkowskie; PK – warstwy górnokredowe; K 1 – warstwy dolnokredowe; 1– nasunięcie magurskie; 2 – nasunięcie dukielskie; 3 – nasunięcie śląskie; 4 – powierzchnie złuskowań. C — przekrój –J (Fig. 12) przez łuski przeddukielskie w rejonie Wetliny (Ślączka, 1985). pOk – warstwy krośnieńskie, piaskowce; płOk – warstwy krośnieńskie, piaskowce i łupki; Omk – warstwy przejściowe; Om – warstwy menilitowe; Omsz – piaskowce z Mszanki; Eh – warstwy hieroglifowe; Ec – piaskowce ciężkowickie; Pi – łupki górnoistebniańskie; PKi – piaskowce istebniańskie; Pm – warstwy z Majdanu; Kc – piaskowce ciśniańskie; Kłu – warstwy łupkowskie 1 – nasunięcie dukielskie; 2 – powierzchnie złuskowań.

45GRUPA ŚR EDNI A

stanowi płaszczyzna nasunięcia śląskiego, a górną środwarstwowe ścięcie tektoniczne (Ustronia), które oddziela sub-płaszczowinę cieszyńską (Fig. 12) od wyżej leżących utworów kredowo-paleogeńskich, zapadających monoklinalnie ku południowi (Nowak, 1927; Książkiewicz, 1972, 1977), wyróżnianych jako sub-płaszczowina godulska (ang. Godula sub-Nappe). Skały tej jednostki odsłaniają się w zboczach Beskidu Śląskiego i Beskidu Małego. Jej górną granicę stanowi nasunięcie przedmagurskie.

Między Skawą a Dunajcem utwory należące do płaszczowiny śląskiej zostały sfałdowane i ujęte w rozległe, połogie synkliny określane po-tocznie, choć niezbyt fortunnie, nazwą „pła tów” (Książkiewicz, 1977): PogórzaLanckorońskiego,Radziszowskiego i Wojnicza (Brzeska,Bo-chni). Synkliny te tworzą rozległe struktury rozdzielone wąskimi stre-fami antyklinalnymi, które ku wschodowi stają się coraz szersze, a na wschód od Dunajca tworzą wspólnie zespół fałdów o północnej wergencji, z charakterystycznie zredukowaną miąż szoś cią warstw w krótszych skrzydłach północnych.

Na wschód od Dunajca, w wewnętrznej części płaszczowiny śląskiej występuje wielkie podłużne obniżenie tektoniczne, wcześniej określane nazwą centralnej depresji karpackiej (Tołwiński, 1933; Świdziński, 1953) lub synklinoriumcentralnym7 (ang. Central Syncli norium), o osi wyraźnie zanurzającej się w kierunku Karpat Wschodnich (Wdowiarz, 1968). Na wschód od Jasła synkli nor ium tworzą utwory oligoceńskie ujęte w zespół wąskich, złuskowanych fałdów o osiach zanurzających się ku SE (Fig. 12, 15). Dla tej części synklinorium, biegnącej w kierun ku NW-SE, Książkiewicz (1977) zastosował nazwę synklinoriumjasielskie(ang. Jasło Synclinorium). Południowe obrzeżenie synklinorium jasielskiego stanowi kontakt tektonicz ny ze strefą łusek przeddukielskich, który propo nu jemy nazwać odkłuciem przeddukielskim (ang. Fore-Dukla Detachment). Granicę pół nocną stanowi strefa brzeż nych spiętrzeń tektonicznych płaszczowiny śląskiej, gdzie na powierzchnie wychodzą utwory dolnokre dowe. W rejonie

Ustianowej synkli norium jasiel skie łączy się z wewnętrznymi synklinor-iami płaszczowiny skolskiej.

Przed frontem płaszczowiny dukielskiej, na SE od Dukli (Fig. 15C), wyróżniane jest, w wewnętrznej części płaszczowiny śląskiej, wąskie, o szerokości do kilku kilometrów, pasmo łusek przed-dukielskich(ang. Fore-Dukla Thrust-Sheets), zwane dotąd strefą przeddukielską (Świdziński, 1958). Ciągnie się ono dalej ku SE na teren Ukrainy. W kierunku przeciwnym, na zachód od Dukli pasmo to traci swoją indywidualność. Można w niej wyróżnić kilka stromych łusek, lokalnie wstecznie obalonych i przewalonych, tworzących fałszywe synkliny (np. łuskaKrzywegoiCisnej, Ślączka, 1985). Ich wewnętrzną granicę stanowi powierzchnia nasunięcia płaszczowiny dukielskiej, od NE struktura ta graniczy z synklinorium jasielskim. W rejonie Baligrodu znana jest wstecznie obalona łuskaBystrego (ang. Bystre Thrust-Sheet) o wergencji południowej, zbudowana ze skał reprezentujących pełen profil kredy o typie suk cesji śląskiej (por. Ślączka, 1959; Żytko, 1999; Fig. 15C).

Od Cieszyna i Żywca na zachodzie po Iwkową na wschodzie, w strukturze płaszczowiny śląskiej występują liczne okna tektoniczne, ujawniające skały płaszczowiny podśląskiej i przypuszczalnie płaszczowiny skol-skiej. Są to okna w rejonie Skoczowa, okno Żywca oraz ciąg okien tektonicznych w wypiętrzonej antyformalnie strefielanckorońsko-żego-cińskiej (Książkiewicz, 1977), m.in. okna Lanckorony, Skrzydlnej,WiśniowejiŻegociny. Wzdłuż intersekcyjnie krętej linii czoła nasunięcia śląskiego (Fig.12) płaszczowina podśląska ukazuje się na powierzchni

7 Przykładem niewłaściwego mieszania kryteriów sedymentologicznych i tektonicznych jest podział synklinorium centralnego na strefę Leska i strefę Otrytu, które różnią się wprawdzie litologią i kierunkiem transportu materiału utworów oligocenu, ale nie różnią się strukturalnie, więc nie mogą być uważane za jednostki tektoniczne i włączane w regionalizację tektoniczną Karpat.


w półoknach tektonicznych Wadowic, Gdowa, Janowic, KamienicyDolnej,Węglówki.

Z kolei w okolicach Krosna w czapce tektonicznej Bonarówki (ang. Bonarówka Outlier) zachowany został największy fragment płaszczowiny śląskiej występujący tu na płasz czowinie podśląskiej (Fig. 12).

W oknie tektonicznym Żywca (ang. Żywiec Window) flisz oligoceński, zaliczany do sub-płaszczowiny cieszyńskiej (Książkiewicz, 1972), wyłania się spod nasuniętego fliszu tytoń sko-dolnokre dowego płaszczowiny śląskiej. Podobny, stratygraficznie odwrotny układ warstw obserwuje się w południowej części strefy okien lanckorońsko-żegocińskich: w oknie tektonicznym MałejSopotni (ang. Mała Sopotnia Window) koło Żywca i w profilach kilku otworów pod utworami sukcesji magurskiej, a także w oknieKurowa (ang. Kurów Window) nad Dunajcem i otworze Ropa 1 koło Gorlic. Modyfikując propo zycję Żytki (2001), spągowe nasunięcie płaszczowiny śląskiej w tym rejonie proponujemy zlokalizować w strefie nasuwczej Stroń (ang. Stroń Thrust Zone). Strefa ta przecina skośnie i odspaja (ang., fr. décollement) utwory sukcesji śląskiej (por. Książkiewicz, 1953) na obszarze od Żywca po Gorlice.

Na północ od Wadowic, w okolicy Iwkowej oraz Brzozowej w dorzeczu Dunajca, stropową granicę płaszczowiny śląskiej, czyli nasunięciemagurskie, można obserwować w spągu czapek tektonicznych płaszczowiny magurskiej, na których zachowane są transgresywne skały środkowomioceńskie.

W okolicach Andrychowa u podstawy płaszczowiny śląskiej wyróżniono skałki andrychowskie (ang. Andrychów Klippen Zone, Książkiewicz, 1935). Stanowi je pięć dużych skałek złożonych ze skał krystalicznych, wapieni górnej jury, zlepieńców, margli i wapieni senonu w transgresji na jurze oraz wapieni paleocenu i eocenu. Skałki te zapadają pod war stwy lgockie albu sukcesji śląskiej. Pod skałkami nawiercono warstwy krośnieńskie oligo cenu z okruchowym materiałem jury oraz łupki i margle pstre eocenu-senonu-albu sukcesji podśląskiej.

Książkiewicz (1972, 1977) przyjmował tektoniczną genezę skałek andrychow-skich, ale nie jest wykluczona ich geneza olistolitowa (Koszarski, 1985).

Kolejną, niższą strukturą tektoniczną grupy średniej stanowi płaszczowinapodśląska (ang. Sub-Silesian Nappe, Książkiewicz, 1951), która – choć głównie skryta strukturalnie pod płaszczowiną śląską – znana jest z wielu otworów wiertniczych. Granicą spągową tej płaszczowiny jest powierzchnia ścięcia tektonicznego – nasunięcie podśląskie (ang. Sub-Silesian Thrust). W kredowo-paleogeńskiej (walanżyn-oligocen) sukcesji podśląskiej zaznacza się duże zróżnicowanie litofacjalne. Profil kredy dolnej jest podobny do sukcesji śląskiej. Z różnic wymienić trzeba obecność warstw gezowych albu-cenomanu. W kredzie górnej-eocenie wyróżniane są łupki i margle pstre węglowieckie, szare margle frydeckie i margle żegocińskie. Utwory paleogenu sukcesji podśląskiej sięgają oligocenu–wczesnego miocenu.

Skały płaszczowiny podśląskiej ukazują się na powierzchni przede wszystkim w nieciągłym pasie przed czołem płaszczowiny śląskiej oraz w istniejących w niej oknach tektonicznych (Fig. 12, 13). W okolicy Wadowic i Radziszowa oraz na wschód od Brzeska płaszczowina podśląska nasunięta jest na utwory sukcesji skolskiej, na pozostałym obszarze – na utwory miocenu. Na wschodzie, w okolicy Leska nasunięcie podśląskie wygasa i przeradza się w regularną antyklinęUstianowej (ang. Ustianowa Anticline) zbudowaną z warstw kroś nieńskich oligocenu–wczesnego miocenu. Płaszczowina podśląska jest całkowicie odko rzeniona i występuje w postaci łusek(Bachowice,Woźniki,Szydłowiec,Gierczyce) lub fałdów (Węglówka). Często są to tylko strzępy warstw. Szerokość wychodni na powie rzchni zmienia się od 5 km do zera. Stropową granicę płaszczowiny podśląskiej stanowi nasunięcieśląskie.

Płaszczowinaskolska (ang. Skole Nappe, Nowak, 1914), zwana też skibową, występuje od granicy z Ukrainą po okolice Brzesko (Fig. 12). Płaszczowina ta, stanowiąca ważny element Karpat Wschodnich, jest najniższą jednostką

47GRUPA BR Z EŻ N A

strukturalna płaszczowin grupy średniej. Tworzą ją skały sukcesji skolskiej od dolnej kredy po dolny miocen z domi nu jącym strukturalnie utworami kredy górnej - paleocenu zwane warstwami ropianieckimi, warstwami z Rybotycz lub tradycyjnie warstwami inoceramowymi. Flisz eoceński przy-kryty jest piaskowcami kliwskimi i warstwami krośnieńskimi oligocenu – wczesnego mio cenu. Stratygraficzna miąższość płaszczowiny skolskiej wzrasta ku południowi i w świetle danych z wierceń Paszowa 1 i Kuźmina 1 może przekraczać tam 7000 m.

Płaszczowina skolska, jest całkowicie odkorzeniona i nasunięta wzdłuż płaszczyzny odkłucia nazwanegonasunięciemskolskim(ang. Skole Thrust) na utwory miocenu grupy brzeżnej. W jej podłożu znajdują się utwory autochtonicznego miocenu środkowego zapadliska przedkarpackiego. W okolicy Wadowic, Pleśnej, Pilzna a zwłaszcza koło Rzeszowa brzeżna strefa płaszczowiny przykryta jest transgresywnymi utworami środkowego miocenu. Erozyjne płaty transgresywnego badenu znajdują się też w okolicy Grudny Dolnej, Dubiecka i Olszan.

Powierzchnia nasunięcia skolskiego, będącego efektem ścięciowego odkłu-cia spągowego płaszczowiny, utworzyła się głównie wśród ciemnych łu-pków spaskich wczesnej kredy, głównie hoterywu. Płaszczowina skolska wyklinowuje się strukturalnie w podłożu wyższych jednostek strukturalnych, za czym przemawia brak jej utworów w profilach otworów na linii Iwkowa-Zakliczyn-Tuchów.

Problem obecności płaszczowiny skolskiej na zachód od Brzeska jest dyskusyjny. Żytko & Malata (2001) sądzą, że zachodnie przedłużenie płaszczowiny skolskiej tworzyć mogą kredowo-paleogeńskie utwory sukcesji Obidowej-Słopnic (Jawor & Sikora, 1979), nawiercone na północ od nowego Targu pod płaszczowiną magurską (Fig. 13). Utwory te wcześniej były zaliczane do płaszczowiny dukielskiej (Cieszkowski i in., 1985). Według Żytki & Malaty (2001) innym elementem płaszczowiny skolskiej, ukazującym

się przy brzegu Karpat koło Wadowic, może być „flisz zewnętrzny”, włączony przez Książkiewicza (1972, 1977) do płaszczowiny podśląskiej.

W polskich Karpatach szerokość wychodni płaszczowiny skolskiej przekracza 30 km (Fig. 12). Ma ona fałdowy styl budowy. Fałdy są w miarę regularnie obalone ku NE, na ogół z silnie zredukowanymi skrzydłami północnymi. W jej wschodniej części, na E od Pilzna, wyróżnione zostało antyklinoriumbrzeżne (ang. Marginal Anticlinorium) i synklinorium wewnętrzne (ang. Internal Synclinorium), znane również jako synklinoriumStrzyżowa (ang. Strzyżów Synclinorium) przechodzące ku wschodowi w synklinoriumGórSłonnych(ang. Góry Słonne Synclinorium).

Styl tektoniczny płaszczowiny skolskiej zmienia się na południowy wschód od sigmoidy przemyskiej (ang. Przemyśl Sigmoid). Jej szerokość zwęża się do około 15 km, a fałdy przekształcają się w kilka skib, czyli wielkich, złuskowanych antyklin, które w Karpatach Wschodnich noszą nazwy: skibabrzeżna,orowska,skolska,Paraszki,ZełemiankiiskibaRożanki. Sigmoida przemyska to gwałtowny skręt ku południowi, a następnie ponownie ku południowemu wschodowi przebiegu osi fałdów w brzeżnej części płaszczowiny skolskiej pomiędzy Przemyślem a Birczą.

Grupa brzeżna

Grupę brzeżną (ang. Marginal Group) tworzą jednostki tektoniczne uformowane ze skrajnej, południowo-wschod niej części Karpat fliszowych oraz sfałdowanych i odkorzenionych utworów południowej części zapadliska przedkarpackiego.

Płaszczowinę borysławsko-pokucką (ang. Boryslav-Pokuttya Nappe) tworząfliszowe utwory zdeponowane w zewnętrznej części basenu skolskiego oraz dolnomioceńskie utwory molasowe wewnętrznej części zapadliska przedkar-


packiego. Po inwersji, płaszczowina borysławsko-pokucka stanowi element strukturalnie pośredni pomiędzy Kar patami zewnętrznymi i zapadliskiem przedkarpackim. W Karpatach Ukraińskich płasz czowina ta nasunięta jest na płaszczowinę samborską (ang. Sambir Nappe), a od połu dniowego zachodu przykryta jest przez płaszczowinęskibową (ang. Skyba Nappe).

W Karpatach Wschodnich płaszczowina borysławsko-pokucka określana jest też jako fałdy wgłębne. W Polsce występuje ona w formie szczątkowej na południe od Przemyśla. Zali czono do niej łuskęKniażyc (ang. Kniażyce Thrust Sheet) z utworami dolnego miocenu (część płaszczowinystebnickiej?) oraz łuski brzeżne płaszczowiny skolskiej na południe od Przemyśla (Kotlarczyk, 1985). W ujęciu tym przyjęto, że fałdy wgłębne uległy redukcji przy brzegu Karpat, w ob rębie sigmoidy przemyskiej. Granicą stropową płaszczowiny jest nasunięcie skolskie, a granicą spągową tej płaszczowiny jest powierzchnia ścięcia tekto nicznego w obrębie osadów kredy górnej – nasunięcieborysławsko-pokuckie (ang. Boryslav-Pokuttya Thrust).

Płaszczowina stebnicka (ang. Stebnik, Sambir Nappe, Tołwiński, 1950) jest utworzona z molasowych osadów dolnego i środkowego miocenu (Ney, 1968). Na południe od Prze myśla miąższość stratygraficzna wyjściowej sukcesji stebnickiej wynosi około 2500 m (Ney, 1968) i maleje ku zachodowi. W otworze Cisowa IG 1, około 12 km od brzegu Karpat, ma tylko 11 miąższości. W otworze Kuźmina 1, 16 km dalej na SW, aż do głębokości 7221 m przewiercano olistolity fliszowe, być może należące do płaszczowiny stebnickiej.

Płaszczowina stebnicka jest charakterystyczna dla Karpat Wschodnich, a w Polsce rozpo znana została przed czołem płaszczowiny skolskiej oraz pod jej nasunięciem spągowym. Na powierzchni występuje na wschód od Przemyśla i zapada ku zachodowi pod łuskę Kniażyc i płaszczowinęskolską. Płaszczowinastebnicka nasunięta jest na łuskizgłobickie(miocen środkowy) oraz niżej leżące autochtoniczne utwory środkowego miocenu (baden-sarmat) zapadliskaprzedkarpackiego.

Nasunięcie spągowe płaszczowiny tworzy powierzchnia odkłucia stebni-ckiego (ang. Stebnik Detachment) w obrębie dolnomioceńskich utworów formacji solonośnej. W kilku otworach stwierdzono ponad powierzchnią odkłucia obecność utworów fliszowych różnego wieku, zinterpretowanych jako olistolity: Jaksmanice 10 – eocen-oligocen, Cisowa IG 1 – oligocen, Kuźmina 1 – paleocen, koniak, turon. W strukturze płaszczowiny występuje kilka obalonych ku północy podrzędnych fałdów.

Łuskizgłobickie(ang. Zgłobice Thrust-Sheets, Kotlarczyk, 1985) występują na zachód od Przemyśla, aż po Wieliczkę, przed czołem płaszczowiny stebnickiej. Obejmują one wąskie pasmo sfałdowanych i złuskowanych utworów miocenu środkowego i górnego(?), które wraz z Karpatami fliszowymi nasunięte jest płasko na utwory autochtonicznego miocenu środkowego należące do zewnętrznej części zapadliska (Dżułyński & Ślaćzak, 1965; Ney 1968; Wdowiarz 1976; Kotlarczyk, 1985; Połtowicz, 2004; Oszczypko i in., 2006). Sfałdowane utwory miocenu tworzą wiązkę o kształcie klina zapadającego na południe. Na zachód od Dębicy, aż po Brzesko, szerokość pasma sfałdowanych utworów badeńsko-sarmackich wyraźnie się po szerza, maksymalnie do 10 km. Pasmo występujących tu złuskowanych fałdów wydzielono jako „fałdybadeńskie” (Książkiewicz, 1972) lub jednostkę zgłobicką (Kotlarczyk (ed.), 1985; por. Oszczypko i in. 2008), a którą obecnie proponujemy określać terminem pasmo łusekzgłobickich (ang. Zgłobice Thrust–Sheet Belt). W obrębie tego pasma znajdują się złoża mioceńskich soli Wieliczki i Bochni, ujęte w fałdy obalone ku północy. W rejonie Brzeska-Wojnicza, pasmo łusek zgłobickich interpretowane jest jako strefę trójkątna (triangle zone) powstała w wyniku kompresji (Krzywiec i in., 2004). Na zachód od Raby, przy bardzo płaskiej powierzchni nasunięcia zgłobickiego (ang. Zgłobice Thrust), łuski zgłobickie są słabo rozwinięte (Oszczypko & Tomaś, 1985), natomiast przed ich czołem pojawia się paraautochton „zatoki gdowskiej”, którego północną granicę wyznacza zakorze niony w utworach podłoża platformowego uskok inwersyjny.

49P IĘTRO K RYSTA L ICZ NE – PODŁOŻ E

Przy brzegu Karpat między granicą państwa koło Cieszyna a Andrychowem rozpoznana została łuskaRoczyn–Andrychowa (ang. Roczyny-Andrychów Thrust-Sheet, Wójcik i in., 1999), którą tworzą sfałdowane utwory mioce-nu (sarmat-panon) o dużym udziale olisto litów fliszowych i żwirów po-chodzących z platformy europejskiej (por. fig. 5, Oszczypko, 2006). W inter-pretacji Sieniawskiej i in. (2010), opartej na modelowaniach analogowych, obserwowane w rejonie Andrychowa struktury, powstały w wyniku obciążenia frontalnej części łuski mioceńskiej utworami sarmatu-panonu.

Zapadlisko przedkarpackie

Zapadlisko przedkarpackie (ang. Carpathian Foredeep) jest wypełnione dolno- i środ kowo mioceńskimi osadami autochtonicznymi, powstałymi w zróżnicowanych warunkach sedymentacyjnych zapadliska przedgórskiego (Oszczypko i in., 2006). W zapadlisku przedkarpackim można wyróżnić część zewnętrzną, leżącą na północ od Karpat oraz część wewnętrzną ukrytą obecnie pod nasuniętymi Karpatami. Część zewnętrzna zapadliska wypełniona jest środkowo-mioceńskimi osadami morskimi o miąższości od kilkuset metrów w północnej, brzeżnej części do około 3000 m w części południowo-wschodniej (Ney, 1968). Część wewnętrzna zapadliska ma szerokość nie mniejszą niż 50 km (Oszczypko & Tomaś, 1985; Oszczypko, 2004, 2006; Oszczypko i in., 2006).

Masyw Tatr

Piętro krystaliczne – podłoże

Występujące dziś na powierzchni skały krystaliczne Tatr stanowią najdalej na północ poło żony fragment waryscyjskiego podłoża Karpat, które pojawia się na powierzchni spod per msko- mezozoicz nych sukcesji, na południe od skorupowego szwu pienińskiego, w kilku nastu masywach krystalicznych wewnętrznych Karpat Zachodnich. Budują one krysta liczne, metamorficzno-

magmowe, paleozoiczne podłożeKarpat. W trakcie oro genezy alpejskiej masywy te zostały wbudowane w transportowane tektonicznie z południa płasz czo winy mezozoiczne, tworzące górne, fałdowo-płaszczowinowepię-tro strukturalne, leżące ponad krystalicznym podłożem. Płaszczowiny tatrzańskie zajmują skrajną, północną pozycję, gdyż przylegają do pieniń-skiego pasa skałkowego, przyjmowanego za szew orogeniczny Karpat Zachodnich (Fig. 12, 13, 16).

W granicach Polski znajduje się zaledwie 1/5 obszaru, na którym odsłaniają się skały krystaliczne masywu Tatr (ang. Tatra Massif ). Stąd też model ewolucji tektonicznej krystaliniku tatrzańskiego opiera się przede wszystkim na obserwacjach pochodzących z części słowackiej. Litostratygraficznie od dawna wyróżniany jest tutaj zespół dolny (ang. Lower Assemblage) – tworzony przez łupki łyszczy kowe, paragnejsy dwułyszczykowe i biotytowe, amfibolity, ortognejsy i migmatyty oraz zespółgórny (ang. Upper Assemblage) – dwułyszczykowe paragnejsy z syllimanitem i granatem, gnejsy biotytowe, migmatyty, amfibolity i gnejsy amfibolowe, natomiast pomię dzy oba zespołami umieszczana jest intruzja granitoidów (Gorek, 1956, 1959; Kahan, 1968, 1969). Wśród wstęgowanych amfibolitów i gnejsów amfibolowych zespołu górnego wystę pują relikty eklogitów (Janák i in., 1996). Fritz i in. (1992) oraz Janák i in. (1988, 1993) przyjęli, że skały zespołu górnego zostały zostały nasunięte w kierunku SE na skały zespołu dol nego, po czym doszło do intruzji granitoidów (granodiorytów i tonalitów) w strefy ścięcio we związane z prawoprze suw czą lateralną ucieczką jednostek tektonicznych. Poźniejsze deformacje miałyby już należeć do wydarzeń alpejskich, na które złożyły się: późnokre dowe nasuwanie płaszczo win alpejskich ze zwrotem góra ku NW, wielkoskalowe fałdo wanie tworzące otwarte fałdy waryscyjskiej foliacji o osiach zanurzających się ku SSE, oraz ogólne wypiętrzanie wzdłuż N-S do NW-SE biegnących uskoków normalnych w czasie neoalpejskiej ekstensji.

Obserwacje strukturalne poczynione głównie w skałach krystalicznych pol-skiej części Tatr (Żelaźniewicz, 1996, 1997) w znacznym stopniu potwierdzają

51P IĘTRO FA ŁDOWO - PŁ A SZCZOWINOWE – POK RY WA

założenia powyższego mode lu. Rozpoznane przez Janaka i in. (1988) nasunięcie rozdzielające zespół dolny i gór ny w południowo-zachodniej części Tatr proponujemy nazwać nasunięciem Baranca (ang. Baranec Thrust). Skały zespołu dolnego wyłaniają się tam spod zespołu górnego w oknietektonicznym na obszarze Ráztoki-Baranca (ang. Ráztoka-Baran-ec Window). Charakter tektoniczny jednostki (autochton?, płaszczowina?) odsłaniającej się w tym oknie pozostaje nieznany. Zespół górny, stanowiący skrzydło stropowe tego nasunięcia, tworzy całą pozo stałą część masywu Tatr. Na obszarze Polski, skały krys ta liczne Tatr Zachodnich i Tatr Wysokich należą zatem w całości do kompleksu migma tycz no-granitowego zespołu gór-nego (Fig. 16, 17).

Piętro fałdowo-płaszczowinowe – pokrywa

Na skałach tatrzańskiego kompleksu migmatyczno-granitowego (ang. Granite-Migma tite Tatra Complex) spoczywają mezozoiczne i trzeciorzędowe skały osadowe. Ponad strukturalnie najniższą, sfałdowaną, autochtoniczną (fałd Stołów) i paraut och toniczną (łuska Świerkul) pokrywą występuje allochtoniczny zespół płaszczowin wierchowych (ang. Wierchy Nappes) nasuniętych z południa i przemieszczony ponad nim zespół płaszczowinreglowych (ang. Regle Nappes). Zes pół płasz czowin wierchowych składa się z płaszczowinyCzerwonychWierchów (ang. Czerwone Wierchy Nappe) i płaszczowiny Giewontu (ang. Giewont Nappe). Zespół płaszczo win reglowych składa się z płaszczowiny kriżniańskiej (ang. Križna Nappe), płaszczowiny choczańskiej (ang. Choč Nappe) i strukturalnie najwyższej płaszczowinystrażowskiej (ang. Stražov Nappe). Na nich, pomiędzy masy-wem Tatr a pienińskim pasem skałkowym, leży nie zgodnie synklinoriumpodhalańskie (ang. Podhale Synclinorium) powstałe wskutek mioceńskiego wyniesienia i inwersji zapadliska wypeł nio nego paleo geńskim (górny eocen-oligocen) fliszem (Fig. 16). W jego skrzyd le południo wym znajdują się spągowe ogniwa sukcesji podhalańskiej reprezento wane przez płytko wodne, klastyczne i węglanowe utwory eocenu „numulito wego”.

Fig. 17. Przekrój geologiczny masywu Tatr. Objaśnienia jak na Fig. 16.

Fig. 16. Szkic tektoniczny masywu Tatr, synklinorium podhalańskiego i pienińskiego pasa skałkowego. Wstawka A – przekrój geologiczny wzdłuż linii I–I’. 1 – neogen; 2 – paleogen; 3 – płaszczowina magurska; 4 – pieniński pas skałkowy, 5 – płaszczowiny reglowe (choczańska); 6 – płaszczowiny reglowe (kriżniańska); 7 – płaszczowiny wierchowe; 8 – granitoidy; 9 – skały zespołu górnego, kompleks migmatyczny Tatr; 10 – amfibolity z reliktami eklogitowymi; 11 – skały zespołu dolnego; 12 – nasunięcia plaszczowin mezozoicznych; 13 – nasunięcie Ráztoki-Baranca; 14 – przekrój geologiczny I–I’ z Fig. 17.


ALEKSANDROWSKI P. & MAZUR S. 2002. Collage tectonics in the northeasternmost part of the Variscan Belt: the Sudetes, Bohemian Massif. In: Winchester J., Pharaoh T. & Verniers J. (eds), Palaeozoic Amalgamation of Central Europe. Geological Society, London, Special Publications, 201: 237–277.

ALEKSANDROWSKI P., KRYZA R., MAZUR S., PIN C. & ZALASIEWICZ J.A. 2000. The Polish Sudetes: Caledonian or Variscan? Transactions of the Royal Society, Edinburgh, Earth Sciences (1999), 90: 127–146.

ANTONOWICZ L., HOOPER R. & IWANOWSKA E. 2003. Syn-klina lubelska jako efekt cienkonaskórkowych deformacji wary-scyjskich. Przegląd. Geologiczny, 51: 344–350.

ANTONOWICZ L. & IWANOWSKA E. 2003a. Synklina lubelska jako efekt cienkonas kórko wych deformacji waryscyjskich — odpowiedź. Przegląd. Geologiczny, 51: 730–731.

ANTONOWICZ L. & IWANOWSKA E. 2003b. Waryscyjskie de-formacje obszaru lubel skiego na podstawie interpretacji danych sejsmicznych. Implikacje poszukiwawcze. Przegląd Geologiczny, 51: 794–795.

BERTHELSEN A. 1992. From Precambrian to Variscan Europe. In: Blundell D., Freeman R. & Mueller S. (eds), A continent revealed. The European Geotraverse: 153–164.

BERTHELSEN A. 1993. Where different geological philosophies meet: the Trans–European Suture Zone. Publications of the Institute of Geophysics, Polish Academy of Sciences, A–20 (255): 19–31.

BIRKENMAJER K. 1979. Pieniny Klippen Belt of Poland – geological guide (in Polish). Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa: 1–237.

BIRKENMAJER K. 1986. Stages of structural evolution of the Pieniny Klippen Belt, Carpathians. Studia Geologica Polonica, 88: 7–32.

BIRKENMAJER K. 2001. Pieniny Klippen Belt. In: Birkenmajer K. & Krobicki M. (eds), Carpathian Paleogeography and Geodynamics, a multidisciplinary approach. 12th Meeting of the Association of European Geological Societies, Field trip C, Kraków, 13–15 September 2001. Państwowy Instytut Geologiczny, Kraków: 99–141.

BOGDANOVA S.V., GORBATSCHEV R. & GARETSKY R.G. 2005. The East European Craton. In: Selley R.C., Cocks L.R. & Plimer I.R. (eds), Encyclopedia of Geology. Elsevier, Amsterdam: 34–49.

BOUČEK B. 1935. O silurské fauně od Stínavy (západně od Plumlova) na Drahanské vysočině. Časopis Vlasteneckého Spolku musejního v Olomouci, 48 (3–4): 129–138.

BROCHWICZ–LEWIŃSKI W., POŻARYSKI W. & TOMCZYK H. 1983. Ruchy przesuwcze w południowej Polsce w paleozoiku. Przegląd. Geologiczny, 31: 651–658.

BUKOWY S. 1964. Nowe poglądy na budowę północno–wschodniego obrzeżenia Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 184: 5–34.

BUKOWY S. 1972. Budowa podłoża karbonu Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. W: Karbon Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Prace Instytutu Geologicznego, 61: 23–50.

BUŁA Z. 2000. Dolny paleozoik Górnego Śląska i zachodniej Małopolski. Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, 171: 1–63.

BUŁA Z. & HABRYN R. (red.) 2008. Atlas geologiczno–strukturalny podłoża paleozoicznego Karpat zewnętrznych i zapadliska przedkarpackiego. Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.

BUŁA Z. & HABRYN R. 2011. Precambrian and Palaeozoic basement of the Carpathian Foredeep and the adjacent Outer Carpathians (SE Poland and western Ukraine). Annales Societatis Geologorum Poloniae, 81: 221–239.

BUŁA Z., HABRYN R., KRIEGER W., KUREK S., MARKOWIAK M. & WOŹNIAK P. 2002. Atlas geologiczny paleozoiku bez permu w strefie kontaktu bloków górnośląskiego i małopolskiego. Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.

BUŁA Z. & JACHOWICZ M. 1996. The Lower Paleozoic sediments in the Upper Silesian Block. Geological Quarterly, 40: 299–336.

BUŁA Z., JACHOWICZ M. & PŘICHYSTAL A. 1997b. Lower Paleozoic deposits of the Brunovistulicum. Terra Nostra, 11: 32–38.

BUŁA Z., JACHOWICZ M. & ŻABA J. 1997a. Principal characte-ristics of the Upper Silesian Block and Małopolska Block border zone (southern Poland). Geological Magazine, 133: 669–677.

BUŁA Z. & ŻABA J. 2005. Pozycja tektoniczna Górnośląskiego Zagłę-bia Węglowego na tle prekambryjskiego i dolnopaleozoicznego podłoża. W: Jureczka J., Buła Z. & Żaba J. (red.), Geologia i zagadnienia ochrony środowiska w regionie górnośląskim. Państwowy Instytut Geologiczny, Polskie Towarzystwo Geologiczne, Warszawa: 14–42.

BUŁA Z. & ŻABA J. 2008. Struktura prekambryjskiego podłoża wschodniej części bloku górnośląskiego (Brunovistulicum). Przegląd Geologiczny, 56: 473–480.

BUŁA Z., ŻABA J. & HABRYN R. 2008. Tectonic subdivision of Poland: southern Poland (Upper Silesian Block and Małopolska Block). (In Polish, English summary). Przegląd Geologiczny, 56: 912–920.

BURTAN J. & SOKOŁOWSKI S. 1956. Nowe badania nad stosunkiem regionu magurskiego do krośnieńskiego w Beskidach zachodnich. Przegląd Geologiczny, 4: 457–458.

BYLINA P., ŻELAŹNIEWICZ A. & DÖRR W. 2000. Archean basement in the Upper Silesia Block: U–Pb zircon age from amphibolites of the Rzeszotary horst. Abstracts, Joint Meeting EUROPROBE and PACE Projects, Zakopane:11–12.

CEBULAK S. & KOTAS A. 1982. Profil utworów intruzywnych i prekambryjskich w otworze Goczałkowice IG–1. W: Przewodnik 54 Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Sosnowiec. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa: 205–210.

CHLUPAČ I. 1988. The Devonian of Czechoslovakia and its stratigraphical significance. In: McMillan N.J., Embry A.F. & Glass D.J. (eds), Devonian of the World. Proceedings of the Second International Symposium on the Devonian System. Mem. Canad. Soc. Petrol. Geol., 14: 481–497.

CIESZKOWSKI M., ŚLĄCZKA A. & WDOWIARZ S. 1985. New data on structure of the Flysch Carpathians. Przegląd Geologiczny, 6: 313–333.

CWOJDZIŃSKI S. & ŻELAŹNIEWICZ A. 1995. Podłoże krystaliczne bloku przedsudeckiego. Przewodnik 66 Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Wrocław. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego – wydanie specjalne:11–28.

CYMERMAN Z. 2004. Tectonic map of the Sudetes and the Fore–Sudetic Block, 1 : 200 000. Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.

CZARNOCKI J. 1919. Stratygrafia i tektonika Gór Świętokrzyskich. Prace Towarzystwa Naukowego Warszawskiego, 28: 1–172.

CZARNOCKI J. 1938. Ogólna mapa geologiczna Polski, 1 : 100 000. Arkusz 4, Kielce. Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.

CZARNOCKI J. 1950. Geologia regionu łysogórskiego w związku z zagadnieniem złoża rud żelaza w Rudkach. Prace Instytutu Geologicznego, 1: 15–404.

CZARNOCKI, J., 1951. Z zagadnień paleogeograficznych i złożowych cechsztynu w Polsce. Prace Instytutu Geologicznego, 7: 19–27.

CZARNOCKI J. 1957. Prace geologiczne. T. 2. Tektonika Gór Świętokrzyskich. Z. 1. Stratygrafia i tektonika Gór Świętokrzyskich. Prace Instytutu Geologicznego, 18: 5–133.

CZARNOCKI J. 1961a. Materiały do przeglądowej mapy geologicznej Polski, skala 1 : 100 000. Region Świętokrzyski. Arkusz Kielce. Wyd. B zaktualizowane. Wydawnictwa. Geologiczne, Warszawa.

CZARNOCKI J. 1961b. Materiały do przeglądowej mapy geologicznej Polski, skala 1 : 100 000. Region Świętokrzyski. Arkusz Bodzentyn. Wyd. B zaktualizowane. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

LITERATURA

53L I TER ATUR A

CZARNOCKI J. 1961c. Materiały do przeglądowej mapy geologicznej Polski, skala 1 : 100 000. Region Świętokrzyski. Arkusz Opatów. Wyd. B zaktualizowane. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

CZARNOCKI J. 1961d. Materiały do przeglądowej mapy geologicznej Polski, skala 1 : 100 000. Region Świętokrzyski. Arkusz Pińczów. Wyd. B zaktualizowane. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

CZARNOCKI J. 1961e. Materiały do przeglądowej mapy geologicznej Polski, skala 1 : 100 000. Region Świętokrzyski. Arkusz Staszów. Wyd. B zaktualizowane. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

CZARNOCKI J. 1961f. Materiały do przeglądowej mapy geologicznej Polski, skala 1 : 100 000. Region Świętokrzyski. Arkusz Sandomierz. Wyd. B zaktualizowane. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

DADLEZ R. 2000. Pomeranian Caledonides (NW Poland), fifty years of controversies: a review and new concept. Geological Quarterly, 44: 221–236.

DADLEZ R. 2001. Holy Cross Mts. area — crustal structure, geophysical data and general geology. Geological Quarterly, 45: 99–106.

DADLEZ R. 2003. Synklina lubelska jako efekt cienkonaskórkowych deformacji waryscyjskich — dyskusja. Przegląd Geologiczny, 51: 729–730.

DADLEZ R. 2006. The Polish Basin–relationship between the cry-stalline, consolidated and sedimentary crust. Geological Quarterly, 50: 43–58.

DADLEZ R., GRAD M. & GUTERCH A. 2005. Crustal structure below the Polish Basin. Is it composed of proximal terranes deriver from Baltica? Tectonophysics, 411 (1–4): 111–128.

DADLEZ R., MAREK S. & POKORSKI J. (red.) 1998. Atlas paleogeograficzny epikontynentalnego permu i mezozoiku w Po-lsce. Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.

DADLEZ R., MAREK S. & POKORSKI J. (red.) 2000. Mapa geologiczna Polski bez utworów kenozoiku. Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.

DUDEK A. 1980. The crystalline basement block of the Outer Carpathians in Moravia: Bruno–Vistulicum. Rozpravy Českosovenské Akademie Věd, Řada matematických a přírodních Věd, 90: 1–85.

DZIADZIO P. & JACHOWICZ M. 1996. Budowa podłoża utworów mioceńskich na SW od wyniesienia Lubaczowa. Przegląd Geologiczny, 44: 1124–1130.

DZIEWIŃSKA L. & PETECKI Z. 2004. Kompleksowa interpretacja badań geofizycznych północnego obrzeżenia Gór Świętokrzyskich. Instrukcje i Metody Badań Geologicznych, 58: 1–107.

DZIEWIŃSKA L., PETECKI Z. & JÓŹWIAK W. 2000. Model strukturalno–gęstościowy NW obrzeżenia Gór Świętokrzyskich na podstawie interpretacji pomiarów geofizycznych. Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego, 392: 49–74.

DŻUŁYŃSKI S. & ŚLĄCZKA A. 1965. Odwrócona seria miocenu w Zgłobicach. Sprawozdania z Posiedzeń Komisji Nauk Geologicznych PAN, Oddział w Krakowie, Lipiec–Grudzień: 474–476.

FATKA O. & VAVRDOVA M. 1998. Early Cambrian Acritarcha from sediments underlying the Devonian in Moravia (Měnín borehole, Czech Republic). Bulletin of the Czech Geological Survey, 73: 55–60.

FILONOWICZ P. 1967. Szczegółowa mapa geologiczna Polski w skali 1 : 50 000. Arkusz Morawica. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

FILONOWICZ P. 1973. Szczegółowa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000 wraz z objaśnieniami. Arkusz Kielce. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

FINGER F., HANŽL P., PIN C., VON QUADT A. & STEYRER H.P. 2000. The Brunovistulian: Avalonian Precambrian sequence at the eastern and of the Central European Variscides? In: Franke W., Haak V., Oncken O. & Tanner D. (eds), Orogenic processes: Quantification and modelling in the Variscan Belt. Geological Society, London, Special Publications, 179: 103–112.

FINGER F., SCHITTER F., RIEGLER G. & KRENN E. 1999. The history of the Brunovistulian total–Pb monazite ages from the metamorphic complex. Geolines, 8: 21–23.

FRANKE D. 1995. The Caledonian terranes along the southwestern border of the East European Platform – evidence, speculation and open questions. In: Gee D.G. & Beckholmen M. (eds), The Trans–European Suture Zone: Europrobe in Liblice 1993, Studia Geophysica et Geodetica, 39: 241–256.

FRANKE W. & ŻELAŹNIEWICZ A. 2000. The eastern termination of the Variscides: terrane correlation and kinematic evolution. In: Franke W., Haak V., Oncken., Tanner D. (eds), Orogenic processes: quantification and modelling in the Variscan belt. Geological Society, London, Special Publications, 179: 63–86.

FRANKE W. & ŻELAŹNIEWICZ A., 2002. Structure and evolution of the Bohemian Arc. In: Winchester J.A., Pharaoh T.C. & Verniers J. (eds), Palaeozoic Amalgamation of Central Europe. Geological Society, London, Special Publications, 201: 133–155.

FRITZ H., NEUBAUER F., JANÁK M. & PUTIŠ M. 1992. Variscan mid–crustal thrusting in the Carpathians: Kinematics and fabric evolution of the Western Tatra basement. Terra Abstracts, suppl. 2 to Terra Nova, 4: 24.

GOREK A. 1956. Geologicko–petrografické pomery Západných Tatier. Geologický Sborník Slov. Akad. Vied. VI, 7 (1–2): 125–129.

GOREK A. 1959. Prehlad geologických–petrografických pomerov kry-štalinika Vysokých Tatier. Geologický Sborník, 10 (1): 13–80.

HAKENBERG M. 1973. Szczegółowa mapa geologiczna Polski w skali 1 : 50 000. Arkusz Chęciny. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

HAKENBERG M. & ŚWIDROWSKA J. 1998. Rozwój południowo–wschodniego segmentu bruzdy polskiej i jego związek ze strefami uskoków ograniczających (od permu do późnej jury). Przegląd Geologiczny, 46: 503–508.

HLADIL J. 1988. Zonality in the Devonian carbonate sediments in Moravia (CSFR). Proc. Ist. Int. Conf. Bohemian Massif, Praha: 121–126.

JACHOWICZ M. 2005. Ordowickie akritarchy bloku górno-śląskiego. Przegląd Geologiczny, 53: 756–762.

JACHOWICZ M. & PŘICHYSTAL A. 1997 – Lower Cambrian sediments in deep boreholes in south Moravia. Bulletin of the Czech Geological Survey,72: 329–332.

JACHOWICZ M., ŻELAŹNIEWICZ A., BUŁA Z., BOBIŃSKI W., HABRYN R., MARKOWIAK M. & ŻABA J. 2002. Geneza i pozycja stratygraficzna podkambryjskich i podordowickich anchimetamorficznych skał w południowej Polsce – przedpole orogenu neoproterozoicznego? Archiwum Państwowego Instytutu Geologicznego. Sosnowiec–Warszawa.

JANÁK M., KAHAN S. & JANČULA D. 1988. Metamorphism of pelitic rocks and metamorphism in SW part of Western Tatra Mts. crystalline complexes. Geologica Carpathica, 39: 455–488.

JANÁK M., BEZÁK V., BROSKA I., FRITZ H, KAHAN Š., KOHÚT M., NEUBAUER F., O’BRIEN P.J., ONSTOTT T.C., REICHWALDER P. & UHER, P. 1993. Deformation, metamorphism and granitoid magmatism in the Tatry Mts. (Central Western Carpathians, Tatric unit): records of Variscan and Alpine orogeny. PAEWCR Excur. Guide, Stará Lesná: 51–61.

JANÁK M., O’BRIEN P.J., HURAÍ V. & REUTEL C. 1996. Meta-morphic evolution and fluid composition of garnet–clinopyroxene amphibolites from the Tatra Mountains, Western Carpathians. Lithos, 39: 57–79.

JANIK T., GRAD M., GUTERCH A., DADLEZ R., YLINIEMI J., TIIRA T., GACZYŃSKI E. & CELEBRATION 2000 Working Group, 2005. Lithospheric structure of the Trans European Suture Zone along the TTZ & CEL03 seismic profiles (from NW to SE Poland). Tectonophysics, 411: 129 –155.


JAROSZEWSKI W. 1972. Drobnostrukturalne kryteria tektoniki obszarów nieorogenicznych na przykładzie północno–wscho-dniego obrzeżenia mezozoicznego Gór Świętokrzyskich. Studia Geologica Polonica, 37: 9–210.

JAWOR E.& SIKORA W. 1979. Jednostka Obidowej–Słopnic jako nowa jednostka tektoniczna polskich Karpat fliszowych. Kwartnik Geologiczny,23: 499–501.

JURECZKA J., DOPITA M., GAŁKA M., KRIEGER W., KWARCIŃSKI J. & MARTINIEC P. 2005. Atlas geologiczno–złożowy polskiej i czeskiej części Górnośląskiego Zagłębia Węglowego, :200 000. Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.

JUREWICZ E. 1997. The contact between the Pieniny Klippen belt and Magura Unit (the Małe Pieniny Mts). Geological Quarterly, 41: 315–326.

KAHAN Š. 1968. K problematike vystupovania staurolitu, disténu, sillimanitu a kurundu v kryštaliniku Západných Tatier. Acta Geologica et Geographica Universitatis Comenianae, Geologica, 12: 191–201.

KAHAN Š. 1969. Eine neue Ansicht über geologischen Aufbau des Kristallinikums der West–Tatra. Acta Geologica et Geographica Universitatis Comenianae, Geologica, 18: 19–78.

KALVODA J., LEICHMANN J., BÁBEK O. & MELICHAR R. 2003. Brunovistulian terrane (Central Europe) and Istanbul Zone (NW Turkey): Late Proterozoic and Paleozoic tectonostratigraphic development and paleogeography. Geologica Carpathica, 54: 139–152.

KARNKOWSKI P.H. 2008. Regionalizacja tektoniczna Polski: Niż Polski. Przegląd Geologiczny, 56: 895–903.

KARNKOWSKI P. H. 2010. Budowa geologiczna oraz geneza i ewolucja bloku Gorzowa. Przegląd Geologiczny, 58: 680–688.

KARNKOWSKI P. & OŁTUSZYK S. 1968. Atlas geologiczny przedgórza Karpat polskich, 1 : 500 000. Instytut Geologiczny, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

KETTNER R. & REMEŠ M. 1935. Objev silurskych břidlic s grapto-litovou faunou na Moravě. Věstník Královské České Společnosti Nauk, Třída II, 16: 1–11.

KOLASA K.& ŚLĄCZKA A. 1985. Sedimentary salt megabreccias exposed in the Wieliczka mine. Fore–Carpathian Depression. Acta Geologica Polonica, 35 (3–4): 221–230.

KONDRACKI J. 2002. Geografia regionalna Polski, Wydawnictwo Naukowe PWN. Warszawa: 1–440.

KONIOR K. 1974. Budowa geologiczna wypiętrzenia rzeszotarskiego w świetle najnowszych danych wiertniczych i geofizycznych. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego, 44: 321–375.

KONON A. 2008. Regionalizacja tektoniczna Polski — Góry Świę-tokrzyskie i regiony przyległe. Przegląd Geologiczny, 56: 921–926.

KOSZARSKI A. & KOSZARSKI L. 1985. Marginal zone of the Magura Nappe and its relation to Lower Units. In: Koszarski L. (ed.) Geology of the Middle Carpathians and the Carpathian Foredeep, Carpatho–Balkan Geological Association, XIII Congress, Cracow, Poland, Guide to Excursion 3. AGH, Kraków: 216–224.

KOSZARSKI L. (ed.),1985. Geology of the Middle Carpathians and the Carpathian Foredeep. Carpatho–Balkan Geological Association, XIII Congres, Cracow, Poland, Guide to Excursion 3, AGH, Kraków: 1–254.

KOSZARSKI L. 1985. Tectonic units of the Polish outer Carpathians. In: Koszarski L. (ed.) Geology of the Middle Carpathians and the Carpathian Foredeep. Carpatho–Balkan Geological Association, XIII Congress, Cracow, Poland, Guide to Excursion 3, AGH, Kraków: 30–39.

KOSZARSKI L., SIKORA W. & WDOWIARZ S. 1974. The flysch Carpathians. In: Mahel M. (ed.), Tectonics of the Carpathian–Balkan regions. Štátný geologický ústav Dionýzia Štúra, Bratislava: 180–197.

KOTAŃSKI Z. (red.). 1997. Atlas geologiczny Polski. Mapy geologiczne ścięcia poziomego, 1 : 750 000. Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.

KOTAS A. 1972. Ważniejsze cechy budowy geologicznej Górno-śląskiego Zagłębia Węglowego na tle pozycji tektonicznej i bu-dowy głębokiego podłoża utworów produktywnych. Problemy geodynamiki i tąpań, Komitet Górnictwa PAN (Katowice), 1: 5–55.

KOTAS A. 1982. Zarys budowy geologicznej Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. W: Różkowski A. & Ślósarz J. (red.), Przewodnik 54 Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego. Sosnowiec: Wydawnictwa Geologiczne. Warszawa: 45–72.

KOTAS A. 1985a. Uwagi o ewolucji strukturalnej Górnośląskiego Zagłębia Węglowego W: Trzepierczyński J. (red.), Tektonika Górnośląskiego Zagłębia Węglowego. Materiały Konferencji Naukowej, Sosnowiec. Wydawnictwo Uniwersytetu Śląskiego, Katowice: 17–46.

KOTAS A. 1985b. Structural evolution of the Upper Silesian Coal Basin (Poland). 10 Congr. Int. Stratigr. Geol. Carb., Madrid. Compt. Rend., 3: 459–469.

KOTLARCZYK J. 1985. An outline of the stratigraphy of marginal tectonic units of the Carpathian orogen in the Rzeszów–Przemyśl area. In: J. Kotlarczyk (ed.), Carpatho–Balkan Geological Association XIII Congres, Cracow, Poland, Guide to excursion 4. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa: 39–64.

KOWALCZEWSKI Z. 1981. Węzłowe problemy tektoniki trzonu paleozoicznego Gór Świętokrzyskich. Przegląd. Geologiczny, 29: 334–340.

KOWALCZEWSKI Z. 1985. Ważniejsze problemy tektoniki zachodniego i północno–wschodniego obrzeżenia permsko–mezozoicznego Gór Świętokrzyskich. Kwartalnik Geologiczny, 29: 500–502.

KOWALCZEWSKI Z. 1998. Ewolucja tektoniczna strefy dyslokacyjnej Rusinów–Lubienia w świetle wyników głębokich wierceń badawczych Ostałów 1 i Ostałów PIG 2. Posiedzenia Naukowe Państwowego Instytutu Geologicznego, 54: 107–110.

KOWALCZEWSKI Z. 2002. Late Palaezoic–Mesozoic development of the Skrzynno Fault (northeastern border of the Holy Cross Mts.). Geological Quarterly, 46: 281–291.

KOWALCZEWSKI Z., ŻYLIŃSKA A. & SZCZEPANIK Z. 2006. Kambr w Górach Świętokrzyskich. Przewodnik 77 Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Ameliówka k/Kielc. Warszawa: 14–27.

KOWALSKA S., KRANC A., MAKSYM A. & ŚMIST P. 2000. Budowa geologiczna podłoża miocenu w północno–wschodniej części zapadliska przedkarpackiego w rejonie Lubaczów–Biszcza. Nafta–Gaz, 3: 158–178.

KOZIKOWSKI H. 1956. Jednostka Ropy–Pisarzowej, nowa jednostka tektoniczna polskich Karpat fliszowych. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 110: 93–137.

KOZIKOWSKI H. 1958. Geologia Centralnej Depresji Karpackiej między Żmigrodem a Sanokiem. Acta Geologica Polonica, 8 (4): 477–499.

KRAFT P. & MAREK J. 1999. Siluršti graptoliti a hlavonožci z loka-lity Stinava–Repešsky žleb (Drahanska vrchovina, morava). Přirodovědne studie Muzea Prostějovska. Svazek 2: Geologicky vyzkum okoli Stinavy na Drahanske vrchovině. Muzeum Prostějovska v Prostějově: 1–16.

KRÖNER A. & MAZUR S. 2003. Proterozoic and Palaeozoic crustal components across the East/Central Sudetes boundary at the eastern margin of the Bohemian Massif: new U/Pb single zircon ages from the eastern Fore–Sudetic block (SW Poland). Journal Czech Geological Society, Abstract Volume, 48: 83–84.

KRÖNER A., ŠTÍPSKÁ P., SCHULMANN K. & JAECKEL P. 2000. Chronological constraints on the pre–Variscan evolution of the northeastern margin of the Bohemian Massif, Czech Republik. [In:] W. Franke, V. Haak, O. Oncken & D. Tanner (eds), Orgenic process: Quantification and modelling in the Variscan Belt. Geological Society, London, Special Publications, 179: 175–197.

55L I TER ATUR A

KRZEMIŃSKA E., 2010. Geochemiczna i izotopowa rekonstrukcja środowiska geotektonicznego domeny mazowieckiej w podłożu prekambryjskim północno–wschodniej Polski. Prace Państwo-wego Instytutu Geologicznego, 195: 5–56.

KRZYWIEC P. 1997. Large – scale tectono – sedimentary Middle Miocene history of the central and eastern Polish Carpathian Foredeep Basin – results of seismic data interpretation. Przegląd Geologiczny, 45, 1039–1053.

KRZYWIEC P. 2006. Structural inversion of the Pomeranian and Kuiavian segments of the Mid–Polish Trough — lateral variations in timing and structural style. Geological. Quarterly, 50: 151–168.

KRZYWIEC P. 2007. Nowe spojrzenie na tektonikę regionu lubelskiego (SE Polska) oparte na wynikach interpretacji danych sejsmicznych. Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego, 422: 1–18.

KRZYWIEC P. & NARKIEWICZ M. 2003. O stylu strukturalnym kompleksu dewońsko–karbońskiego Lubelszczyzny w oparciu o wyniki interpretacji danych sejsmicznych. Przegląd Geolo-giczny, 51: 795–797.

KRZYWIEC P., ALEKSANDROWSKI P., FLOREK R. & SIUPIK J. 2004. Budowa frontalnej strefy Karpat zewnętrznych na przykładzie mioceńskiej jednostki Zagłobic w rejonie Brzeska–Wojnicza – nowe dane, nowe modele, nowe pytania. Przegląd Geologiczny, 52: 1051–1059.

KSIĄŻKIEWICZ M. 1935. Die äusere Karpatische Klippenzone bei Andrychów. III. Die Stratigraphie d. Klippenserie u. ihre Stellung im Bau d. West–Karpaten. Bulletin International de l’Academie Polonaise, Seria A: 221–233.

KSIĄŻKIEWICZ M. 1938. Fauna górnoneokomska z Lanckorony. Sprawozdania Komisji Fizjograficznej PAU, 72: 223–255.

KSIĄŻKIEWICZ M. 1948. Stratygrafia serii magurskiej na przedpolu Babiej Góry. Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego, 48: 1–34.

KSIĄŻKIEWICZ M. 1951. Objaśnienia arkusza Wadowice. Ogólna ma-pa geologiczna Polski 1:50 000. Instytut Geologiczny, Warszawa: 1–283.

KSIĄŻKIEWICZ M. 1953. Karpaty fliszowe między Olzą a Dunajcem. W: Regionalna Geologia Polski. T. 1 Karpaty, Z. 2 Tektonika. Polskie Towarzystwo Geologiczne, Kraków: 305–362.

KSIĄŻKIEWICZ M. 1956. Geology of the Northern Carpathians. Geologische Rundschau, 45: 369–411.

KSIĄŻKIEWICZ M. 1958. Stratygrafia serii magurskiej w Beskidzie Średnim. W: Z badań geologicznych w Karpatach, T. 3. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 135: 43–96.

KSIĄŻKIEWICZ M. 1972. Budowa geologiczna Polski, IV Tektonika, 3, Karpaty. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa: 1–228.

KSIĄŻKIEWICZ M. 1977. The tectonics of the Carpathians, In: Pożaryski W. (ed.), Geology of Poland, IV, Tectonics: Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa: 476–620.

KUMPERA O. 1980. Structural and geotectonic zonality of the Moravo–Silesian Carboniferous (Bohemian Massif). VII Congr. Int. Stratigr. Carb. Compt. Rend., 6: 191–198.

KUMPERA O. 1988. Brunovistulicum ve variském vývoji. Acta Universitatis Carolinae, Geologica, 4: 401–410.

KUMPERA O. & GRYGAR R. 1997. Hlavni rysy geologickeho vyvoje a stavby česke časti hornoslezké pánve. In: Dopita M. (ed.), Geologie česke časti hornslezske pánve. Min. životniho prostredi ČR, Praha: 17–33.

KUMPERA O. & MARTINEC P. 1995. The development of the Carboniferous accretionary wedge in the Moravian–Silesian Paleozoic basin. Journal Czech Geological Society, 40: 49–66.

LEXA V., ELECKO M., MELLO J., POLAK M., POTFAJ M. & VOZAR J. 2000. Geologi cal map of Western Carpathians and adjacent areas, 1 : 500 000. Geological Survey of Slovak Republic, Bratislava.

LIMANOWSKI M. 1905. Rzut oka na architekturę Karpat. Kosmos (Lwów), 30: 255–340.

MALINOWSKI M., ŻELAŹNIEWICZ A., GRAD M., GUTERCH A. & JANIK T. 2005. Seismic and geological structure of the crust in the transition from Baltica to paleozoic Europe in SE Poland – CELEBRATION 2000 experiment, profile CEL 02. Tectonophysics, 401: 55–77.

MAZUR S., ALEKSANDROWSKI P., KRYZA R. & OBERC–DZIEDZIC T. 2006. The Variscan Orogen in Poland. Geological Quarterly, 50: 89–118.

MIZERSKI W. & STUPKA O. S., 2005. Zachodni i południowy zasięg kratonu wschodnioeuropejskiego. Przegląd Geologiczny, 53: 1030–1039.

NARKIEWICZ M. & DADLEZ R. 2008. Geologiczna regionalizacja Polski — zasady ogólne i schemat podziału w planie podkenozoicznym i podpermskim. Przegląd Geologiczny, 56: 391–397.

NARKIEWICZ M. 2005. Seria węglanowa dewonu i karbonu w południowej części bloku górnośląskiego. Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, 177: 5–43.

NARKIEWICZ M. 2003. Tektoniczne uwarunkowania rowu lubelskiego (późny dewon–karbon). Przegląd Geologiczny, 51: 771–776.

NARKIEWICZ M. 2007. Development and inversion of Devonian and Carboniferous basins in the eastern part of the Variscan foreland (Poland). Geological Quarterly, 51: 231–256.

NAWROCKI J., DUNLAP J., PECSKAY Z., KRZEMIŃSKI L., ŻYLIŃSKA A., FANNING M., KOZłOWSKI W. & SALWA S. 2007. Late Neoproterozoic to Early Palaeozoic palaoegeography of the Holy Cross Mountains (Central Europe): an integrated approach. Journal of Geological Society, London, 164: 405–423.

NAWROCKI J. & POPRAWA P. 2006. Development of Trans–European Suture Zone in Poland: from Ediacaran rifting to Early Palaeozoic accretion. Geological Quarterly, 50: 59–79.

NEY R. 1968. Rola rygla krakowskiego w geologii zapadliska przed-karpackiego i rozmieszczeniu złóż ropy naftowej i gazu.: Prace Geologiczne PAN, 45: 1–82.

NOWAK J. 1914. Jednostki tektoniczne polskich Karpat wschodnich. Archiwum Naukowe, Dział 2, T. 2, Z. 2. Towarzystwo Dla Popierania Nauki Polskiej, Lwów: 1–44.

NOWAK J. 1924. Geologia Krynicy. Kosmos (Lwów), 49: 449–501. NOWAK J. 1927. Zarys tektoniki Polski. II Zjazd Słowiańskich

Geografów, Kraków: 1–160. OBERC J. 1972. Budowa geologiczna Polski, T. 4, Tektonika. Cz. 2,

Sudety i obszary przyległe. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa: 1–307.

OBERC J. 1993 – The role of longitudinal dislocation zones and strike–slip transversal deep fracture of Silesia–Lubusza (Hamburg–Kraków) in formation of main zone of meridional folds on Silesia and Moravia areas. Geological Quarterly, 37: 1–18.

OBERC–DZIEDZIC T., KLIMAS K., KRYZA R. & FANNING C.M. 2001. SHRIMP zircon geochronology of the Neoproterozoic Strzelin gneiss: evidence for the Moravo–Silesian zone affinity of the Strzelin massif, Fore–Sudetic block, SW Poland. Geolines, 13: 96–97.

OBERC–DZIEDZIC T., KLIMAS K., KRYZA R. & FANNING C.M. 2003. SHRIMP U–Pb zircon geochronology of the Strzelin gneiss, SW Poland: evidence for a Neoproterozoic thermal event in the Fore–Sudetic block, Central European Variscides. International Journal of Earth Sciences (Geologische Rundschau), 92: 701–711.

OPOLSKI Z. 1927. Sprawozdanie z badań geologicznych na arkuszach Wola Michowa, Lisko, Ustrzyki Górne. Sprawozdania Polskiego Instytutu Geologicznego, 4: 226–257.

OPOLSKI Z. 1930–Zarys tektoniki Karpat między Osławą–Łupkowem a Użokiem–Siankami. Sprawozdania Polskiego Instytutu Geologicznego, 7: 617–665.


OSZCZYPKO N. 1973. The geology of the Nowy Sącz Basin (The Middle Carpathians). Biuletyn Instytutu Geologicznego, 273: 101190.

OSZCZYPKO N. 1997. The Early–Middle Miocene Carpathian peripheral foreland basin (Western Carpathians, Poland). Przegląd Geologiczny, 45:1054–1063.

OSZCZYPKO N. 2004. The structural position and tectonosedimentary Evolution of the Polish Outer Carpathians. Przegląd Geologiczny, 52 ( 8/2): 780–791.

OSZCZYPKO N. 2006. Late Jurassic – Miocene evolution of the OuterCarpathian fold–and thrust belt and its foredeep basin (Western Carpathians, Poland). Geological Quarterly, 50 (1): 169–194.

OSZCZYPKO N., KRZYWIEC P., LEMBERGER M., STEFANIUK M., PIETSCH, K. & TRYGAR H. 1998. Integrated geological–geophysical interpretation of the Rzeszów–Smilno profile (Western Carpathians).In: Carpath.–Balkan Geol. Assoc., XVI Congress, Vienna, 1998, Abstracts: 446.

OSZCZYPKO N, KRZYWIEC P., POPADYUK I. & PERYT T. 2006. Carpathian Foredeep Basin (Poland and Ukraine) – its sedimentary, structural and geodynamic evolution. American Association of Petroleum Geologists Memoir, 84: 293–350.

OSZCZYPKO N., OSZCZYPKO–CLOWES M., GOLONKA J. & KROBICKI M. 2005. Position of the Marmarosh Flysch (Eastern Carpathians) and its relation to the Magura Nappe (Western Carpathians). Acta Geologica Hungarica, 48 (3): 259–282.

OSZCZYPKO N., PLAŠENKA D. & JUREWICZ E. 2010. Tectonics of the Klippen Belt and Magura Nappe in the Eastern Part of the Pieniny Mts. (Western Carpathians, Poland and Slovakia)–new approches and results. In: Christofides G., Kantiranis N., Kostopoulos D.S. & Chatzipetros A.(eds), Proceedingss XIX Congress of the Carpathian–Balkan Geological Association, Thessaloniki, Greece, 23–26 September 2010, Scientific Annales of the School of Geology, Aristotle University of Thessaloniki, Faculty of Sciences, Special Volume 100 (1–2): 221–230.

OSZCZYPKO N., ŚLĄCZKA A. & ŻYTKO K. 2008. Regionalizacja tektoniczna Polski — Karpaty zewnętrzne i zapadlisko przedkarpackie. Przegląd Geologiczny, 56: 927–935.

OSZCZYPKO N. & TOMAŚ A. 1985. Tectonic evolution of marginal part of the Polish Flysch Carpathians in the Middle Miocene. Kwartalnik Geologiczny, 29, 109–128.

PHARAOH T.C. 1999. Palaeozoic terranes and their lithospheric boundaries within the Trans–European Suture Zone (TESZ): A review. Tectonophysics, 177: 193–213.

POŁTOWICZ S. 2004. Jednostka stebnicka i zgłobicka w budowie Karpat Polskich. Geologia, Kwartalnik Akademii Górniczo–Hutniczej im. Stanisława Staszica w Krakowie, 30: 85–120.

POPRAWA D. & NEMČOK J. (red.) 1988 – 1989. Geological atlas of the Western Outer Carpatians and their foreland. Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.

POŻARYSKI, W. 1964. Zarys tektoniki paleozoiku i mezozoiku Niżu Polskiego. Kwartalnik Geologiczny, 8: 1–41.

POŻARYSKI W. (red.) 1974. Budowa geologiczna Polski, T. IV, Tektonika, cz. 1, Niż Polski. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa: 2–34.

POŻARYSKI W. 1997. Tektonika powaryscyjska obszaru świętokrzysko–lubelskiego na tle struktury podłoża. Przegląd Geologiczny, 45: 1265–1270.

POŻARYSKI W. & DEMBOWSKI Z. (red.) 1983. Mapa geologiczna Polski i krajów ościennych bez utworów kenozoicznych, mezozoicznych i permskich, 1 : 1 000 000. Instytut Geologiczny, Warszawa.

POŻARYSKI W. & TOMCZYK,H. 1968. Assyntian orogen in South–East Poland. Biuletyn Instytutu Geologicznego,236: 5–39.

POŻARYSKI W. & TOMCZYK H. 1993. Przekrój geologiczny przez Polskę południowo–wschodnią. Przegląd Geologiczny, 41: 683–694.

POŻARYSKI W., GROCHOLSKI A., TOMCZYK H., KARNKOWSKI P. & MORYC W. 1992. Mapa tektoniczna Polski w epoce waryscyjskiej. Przegląd Geologiczny, 40: 643–651.

RACKI G. & NARKIEWICZ M. (red.) 2006. Polskie zasady stratygrafii. Państwowy Instytut Geologiczny: 1–77.

RYŁKO W. & TOMAŚ A. 2005. Basement structure below the West Carphatian – East Carphatian orogen junction (eastern Poland, north–eastern Slovakia and western Ukraine). Geologica Carphathica,56: 29–40.

SCHULMANN K. & GAYER R. 2000. A model for a continental accretionary wedge developed by oblique collision: the NE Bohemian Massif. Journal of the Geological Society, London, 157: 401–416.

SIENIAWSKA I., ALEKSANDROWSKI P., RAUCH M. & KOYI H. 2010. Control of synorogenic sedimentation on back and out of sequence thrusting: Insights from analog modeling of an orogenic front (Outer Carpathians, southern Poland). Tectonics, 29, TC6012, doi:10.1029/2009TC002623, 2010.

SIKORA W. 1970. Budowa geologiczna płaszczowiny magurskiej między Szymbarkiem Ruskim a Nawojową. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 235: 5–121.

SIKORA W. & ŻYTKO K. 1959. Budowa geologiczna Beskidu Wy-sokiego na południe od Żywca. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 141: 61–204.

SIKORA W., BORYSŁAWSKI A., CIESZKOWSKI M. & GUCIK S. 1980. Przekrój geologiczny Kraków–Zakopane, 1 : 50 000. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa.

SMULIKOWSKI W. 1972. Petrograficzne i strukturalne problemy północnej okrywy granitu Karkonoszy. Geologia Sudetica, 6: 97–188.

SOKOŁOWSKI, J. 1972. Rola tektoniki salinarnej cechsztynu w modelowaniu pokrywy mezo–kenozoicznej. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 252: 99–118.

STUPNICKA E. 1989. Geologia regionalna Polski. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa: 1–286.

STUPNICKA E. 1972. Tektonika południowo–zachodniego obrzeżenia Gór Świętokrzyskich. Biuletyn Geologiczny Uniwersytetu Warzawskiego, 14: 21–114.

ŚLĄCZKA A. 1959. Stratygrafia serii śląskiej łuski Bystrego na południe od Baligrodu. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 131: 203–286.

ŚLĄCZKA A. 1971. Geologia jednostki dukielskiej. Prace Instytutu Geologicznego, 63: 1–97.

ŚLĄCZKA A. (red). 1977. Przewodnik XLIX Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Krosno 22–25 września 1977. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa: 1–148.

ŚLĄCZKA A. 1985. Geology of the Polish part of the Fore–Dukla Zone and Dukla Unit, In: Kotlarczyk J. (ed.), Carpatho–Balkan Geological Association XIII Congress, Cracow, Poland. Guide to excursion 4, Geotraverse Kraków–Baranów–Rzeszów–Przemyśl–Ustrzyki Dolne–Komańcza–Dukla. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa: 64–85.

ŚWIDZIŃSKI H. 1934. Uwagi o budowie Karpat fliszowych. Sprawozdania Państwowego Instytutu Geologicznego, 8: 75–139.

ŚWIDZIŃSKI H. 1953. Karpaty fliszowe między Dunajcem a Sanem. Regionalna Geologia Polski t. I/2, Karpaty, Polskie Towarzystwo Geologiczne, Kraków: 362–422.

ŚWIDZIŃSKI H. 1958. Mapa Geologiczna Karpat Polskich. Część wschodnia. Instytut Geologiczny, Warszawa.

TEISSEYRE H. 1932. Zarys budowy geologicznej Karpat Dukielskich. Sprawozdania Polskiego Instytutu Geologicznego, 7: 319–348.

TEISSEYRE H., SMULIKOWSKI K. & OBERC J. 1957. Geologia regionalna Polski. T. 3. Sudety. Z. 1. Utwory przedtrzeciorzędowe. Polskie Towarzystwo Geologiczne, Kraków: 1–300.

TOKARSKI A. 1958. Poszukiwawcze zadanie wiercenia Mogilno 1. Nafta, 14: 4–12.

57L I TER ATUR A

TOŁWIŃSKI K. 1921. Dyslokacje poprzeczne oraz kierunki tek-toniczne w Karpatach Polski. Prace Geograficzne (Lwów–Warszawa, 1920), 6:(XX): 27–47.

TOŁWIŃSKI K. 1933. Centralna depresja karpacka. Geologia i Sta-tystyka Naftowa, 11: 362–366.

TOŁWIŃSKI K. 1950. Brzeg Karpat. Acta Geologica Polonica. 1 (1): 13–35.

TURNAU E., ŻELAŹNIEWICZ A. & FRANKE W. 2002. Mid–early late Viséan onset of late orogenic sedimentation in the Intra–Sudetic Basin, West Sudetes: a miospore evidence. Geologia Sudetica, 34: 9–16.

UHLIG V. 1907. Über die Tektonik der Karpaten. Sitzungsberichte der Akademie der Wissenschaften, mathematisch–natur-wissen-schaftliche Klasse, Wien, 116 (1): 871–982.

UNRUG R. & DEMBOWSKI Z. 1971. Rozwój diastroficzno–sedymentacyjny basenu morawsko–śląskiego. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego, 41: 119–168.

VAVRDOVÁ M. 2004. The Brunovistulicum; assumptions and data. Zeitschrift der Deutsche Geologischen Gesellschaft, 155: 1–9.

VAVRDOVÁ M., MIKULÁŠ R. & NEHYBA S. 2003. Lower Cambrian siliciclastic sediments in southern Moravia (Czech Republic) and their paleographical constraints. Geologica Carpathica, 54: 67–79.

WAGNER R., LESZCZYŃSKI K., POKORSKI J. & GUMULAK K. 2002. Palaeotectonic cross–sections through the Mid–Polish Trough. Geological Quarterly, 46 (3): 293–306.

WDOWIARZ J. 1930. Szkic geologiczny Karpat między Przełęczą Dukielską a Osławą– Osławicą. Kosmos, 55: 675–692.

WDOWIARZ S. 1968. Middle part of the Central Synklinorium. International Geological Congress. XXIII Session. Prague 1968. Guide to excursion no C44, Geology of the Polish Flysh Carpathians. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa: 56–57.

WDOWIARZ S. 1976. O stosunku Karpat do zapadliska przed-karpackiego w Polsce. Przegląd Geologiczny, 24: 350–357.

WDOWIARZ. S. 1980. Budowa geologiczna centralnego synklinorium Karpat na obszarze Rajskie–Zahoczewie. Biuletyn Instytutu Geologicznego, 326: 5–19.

WĘCŁAWIK S. 1969. Budowa geologiczna płaszczowiny magurskiej między Uściem Gorlickim a Tyliczem. Prace Geologiczne Komisji Nauk Geologicznych PAN, Oddział w Krakowie, 59: 1–96.

WÓJCIK A., SZYDŁO A., MARCINIEC P .& NEŚCIERUK P. 1999. Sfałdowany miocen rejonu andrychowskiego – nowa jednostka tektoniczna. Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, 168: 231–248.

ŻABA J. 1994. Mezoskopowe struktury kwiatowe w dolno-paleo-zoicznych utworach NE obrzeżenia GZW – rezultat trans-presyjnego ścinania w strefie dyslokacyjnej Kraków–Myszków (Hamburg–Kraków). Przegląd Geologiczny, 8: 643–648.

ŻABA J. 1999. Ewolucja strukturalna utworów dolnopaleozoicznych w strefie granicznej bloków górnośląskiego i małopolskiego. Prace Państwowego Instytutu Geologicznego, 166: 1–162.

ŻELAŹNIEWICZ A. 1996. Mylonites in crystalline basement of the Polish Western Tatra Mts. Polskie Towarzystwo Mineralogiczne, Prace Specjalne, 7: 23–26.

ŻELAŹNIEWICZ A. 1997. Tektogeneza Tatr – cykl przedalpejski. Przewodnik 58 Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geologicznego, Warszawa:11–16.

ŻELAŹNIEWICZ A. 2006. Dzieje Ziemi. Przeszłość geologiczna. W: Fabiszewski J. (red.) Przyroda Dolnego Śląska. Polska Akademia Nauk, Oddział we Wrocławiu, Wrocław–Warszawa: 86–132.

ŻELAŹNIEWICZ A. 2008. Regionalizacja tektoniczna Polski – stan obecny i próba uporządkowania. Przegląd Geologiczny, 56: 887–894.

ŻELAŹNIEWICZ A. & ALEKSANDROWSKI P. 2008. Regionalizacja tektoniczna Polski – Polska południowo–zachodnia. Przegląd Geologiczny, 56: 904–911.

ŻELAŹNIEWICZ A., BIERNACKA J., BOBIŃSKI W., BUŁA Z., DYMNA K., DZIADZIO P., FLOREK R., FANNING M., HABRYN R., JACHOWICZ M., KOWALSKA S., KOZŁOWSKI W., KRZEMIŃSKI L., MARKIEWICZ J., MARKOWIAK M., NOWAK I., TRELA W., WOŹNIAK P. & ŻABA J. 2004. Paleozoiczna akrecja Polski – Zadanie 1: Budowa geologiczna bloku górnośląskiego i południowej części bloku małopolskiego – model tektogenezy przedwaryscyjskiej. Archiwum Państwowego Instytutu Geologicznego, Sosnowiec–Warszawa.

ŻELAŹNIEWICZ A., BUŁA Z., FANNING M., SEGHEDI A., ŻABA J. 2009. More evidence on Neoproterozoic terranes in southern Poland and southeastern Romania. Geological Quarterly, 53: 93–124.

ŻELAŹNIEWICZ A., BUŁA Z. & JACHOWICZ M. 2002. Neo-proterozoic granites in the Upper Silesia massif of Bruno–Vistulicum, S Poland: U–Pb SHRIMP evidence. Schriftenreich der Deutschen Geologischen Gesellschaft, 21: 361–362.

ŻELAŹNIEWICZ A., BUŁA Z., JACHOWICZ M. & ŻABA J. 1997. Crystalline basement SW of the Trans–European Sutur Zone in Poland: Neoproterozoic (Cadomian?) orogen. Terra Nostra, 11: 167–171.

ŻELAŹNIEWICZ A., DÖRR W., BYLINA P., FRANKE W., HAACK U., HEINISCH H., SCHASTOK J., GRANDMONTAGNE K.,

KULICKI C. 2004. The eastern continuation of the Cadomian orogen: U–Pb zircon evidence from Saxo–Thuringian granitoids in south–western Poland and the northern Czech Republic. International Journal of Earth Sciences, 93: 773–781.

ŻYTKO K. 1989. Profil otworu wiertniczego Kuźmina 1 (polskie Kar-paty Wschodnie). Kwartalnik Geologiczny, 33: 360–362.

ŻYTKO K. 1999. Korelacja głównych strukturalnych jednostek Kar-pat Zachodnich i Wschodnich . Prace Państwowego Instytutu Geologicznego,168:135–164.

ŻYTKO K. 2001. Jednostki strukturalne Karpat zewnętrznych między Sołą a Dunajcem. Przegląd Geologiczny, 49:703–709.

ŻYTKO K. & MALATA T. 2001. Paleogeograficzna pozycja fliszu jednostki Obidowej– Słopnic w basenie Karpat zewnętrznych. Przegląd Geologiczny, 49:425–430.

ŻYTKO K., ZAJĄC R., GUCIK S., RYŁKO W., OSZCZYPKO N., GARLICKA I., NEMČOK J., ELIÁŠ M., MENČIK E. & STRÁNIK Z. 1989. Map of the tectonic elements of the Western Outer Carpathians and their foreland. In: Poprawa D. & Nemčok J. (eds), Geological Atlas of the Western Outer Carpathians and their Foreland. PIG, Warszawa/GUDŠ, Bratislava/UUG, Praha.


Antekliza (ang. anteclise) – rozległe (setki km w przekroju poprzecznym), wielo-pro mienne, antyformalne wyniesienie krystalicznego cokołu kratonu przykryte osadową pokrywą platformową, cechującą się, w stosunku do otoczenia, zredukowaną miąższością warstw i niepełnym na ogół profilem stratygraficznym.

Antyforma (ang. antiform) – fałd o rozbieżnie zapadających skrzydłach.

Antyklina (ang. anticline) – fałd o zazwyczaj rozbieżnie zapadających skrzydłach, w skałach o znanym następstwie wiekowym warstw, które młodnieją od jądra fałdu na zewnątrz.

Antyklinorium (ang. anticlinorium) – antyformalna struktura wyższego rzędu o wielokilometrowych rozmiarach, złożona z fałdów, których obwiednia tworzy łuk wypukły ku górze. Basen sedymentacyjny (ang. sedimentary basin) – rozległy fragment skorupy, który podlega na ogół długotrwałej subsydencji, przeważnie uwarunkowanej tektonicznie, umożliwiającej akumulację wypełniających go osadów.

Blok (ang. block) – fragment skorupy ziemskiej dowolnych rozmiarów oddzielony uskokami od swego sąsiedztwa.

Cokół (= fundament) (ang. crystalline basement, fr., ang. socle) – dolne piętro strukturalne kratonu zbudowane ze skał krystalicznych.

Czapka tektoniczna (niem. Klippe, ang. klippe) – ostaniec erozyjny płaszczowiny lub skrzydła stropowego nasunięcia ( okno tektoniczne, skałka).

Dupleks (ang. duplex) – zestaw łusek, często esowatego kształtu, ograniczony dwoma uskokami izolującymi go od otoczenia; d. mogą być kontrakcyjne, ekstensyjne lub prze suwcze.

Fałd (ang. fold) – każde naturalne wygięcie pierwotnie płaskiej powierzchni, spowodowane odkształceniem.

Fleksura (ang. monocline) –wygięcie poziomo leżących warstw w sposób schodowy, dzięki czemu w powstałym krótszym skrzydle fleksury zapadają one monoklinalnie pod większym kątem. F. tworzą się na ogół ponad uskokiem aktywnym w głębszym podłożu lub lateralnie w uskok przechodzą.

Fundament (= cokół).

Kompleks strukturalny (ang. structural complex) – zespół skał wykazujący styl tekto niczny odmienny od otoczenia, od którego jest oddzielony kartowalnymi nieciągłościami strukturalnymi ( piętro strukturalne).

Kopuła (ang. dome) – struktura charakteryzująca się zazwyczaj owalnym konturem w planie, utworzona przez wysklepione ku górze serie skalne, które zapadają na zewnątrz od starszego (na ogół) lub bardziej mobilnego jądra; k. mogą mieć różną genezę – znane są kopuły solne, magmowe, wulkaniczne; w kopule gnejsowej jądro stanowią migmatyczne gnejsy osłonięte płycej zmetamorfizowanymi skałami osadowymi.

Kraton (niem. Kraton, ang. craton) – znacznych rozmiarów (tysiące km) fragment skorupy ziemskiej, który po przejściu procesów orogenicznych i kon-solidacji, ulega już tylko nie wielkim deformacjom w długich okresach czasu geologicznego; k. składa się z prekam bryjskiego cokołu krystalicznego i pokrywy platformowej; cokół kratonu odsła niający się na powierzchni zwany jest tarczą.

Łuska (ang. thrust slice lub horse) – fragment skalny, często wewnątrz sfałdowany, ograni czo ny uskokami nasuwczymi i przemieszczony na pewną odległość; w geologii

LISTA TERMINÓW TEKTONICZNYCH PRZYDATNYCH DO REGIONALIZACJI TEKTONICZNEJ POLSKI

59

karpackiej terminem ł. określa się występujący ponad powierzchnią nasunięcia fałd z wytartym (ścię cio wo zredukowanym) skrzydłem brzusznym.

Masyw (fr., ang. Massif ) – fragment skorupy o rozmiarach co najmniej kilkunastu kilometr rów, tworzony przez odsłaniające się na powierzchni skały magmowe lub metamorficzne, strukturalnie sztywniejszy niż otoczenie zbudowane ze skał osadowych lub słabiej zmeta morfizowanych; często ulokowany w wewnętrznych częściach pasm gór skich.

Monoklina (ang. homocline) – zespół warstw skalnych zapadających pod tym samym kątem w jednym kierunku; w literaturze anglosaskiej taka struktura określana jest terminem homocline, a termin monocline stosowany jest do wyróżnienia struktury opisywanej w lite ra turze polskiej nazwą fleksura.

Nasunięcie (ang. thrust fault) – przeważnie niskokątowy (połogi) uskok odwrócony, ogra niczający od dołu płaszczowinę, skibę lub łuskę.

Niecka (ang. basin) – rodzaj zapadliska; różnych rozmiarów struktura tektonicznie wy gięta ku dołowi, na ogół owalna (w planie); nieckę często tworzy słabo zdeformowana suk cesja skal osadowych lub osadowo-wulkanoge nicznych.

Okno tektoniczne (ang. tectonic window) – erozyjnie odsłonięty fragment skrzydła spągo wego nasunięcia lub podłoża płaszczowiny ( czapka tektoniczna).

Pasmo fałdowe, pasmo fałdowo-nasuwcze (ang. fold belt, thrust-and-fold belt) –zespół struktur fałdowo-uskokowych, zdominowany przez fałdy o podobnej orientacji, ciągnący się na przestrzeni co najmniej kilkudziesięciu kilometrów.

Piętro strukturalne (tektoniczne) (fr. étage structurel, niem. Stufe) – kompleks struk turalny wyodrębniony regionalnymi subhoryzontalnymi nieciągłościami stru-kturalnymi od niżej i wyżej leżących kompleksów, od których odróżnia go odmienny styl tektoniczny.

Platforma kontynentalna (ang. continental platform) – znacznych rozmiarów (tysiące km) fragment skorupy ziemskiej, składający się z jedno lub dwupiętrowego, zdeformowanego, usztywnionego podłoża i leżącej na nim niezgodnie pokrywy platformowej; p.k. mająca prekambryjskie podłoże nazywana jest kratonem. Płaszczowina (fr., ang. nappe) – znaczny rozmiarami (dziesiątki kilometrów) zespół skal przemiesz czony na odległość co najmniej kilku kilometrów ponad powierzchnią regio nal nego nasunięcia lub niskokątowego uskoku normalnego.

Pokrywa platformowa (ang. platform cover) – górna część platformy kon-tynentalnej, zbudowana z poziomo leżących, co najwyżej umiarkowanie zdefor-mowanych warstw skał osa dowych.

Rozłam (ros. razłom) — wielkoskalowa (setki km długości) strefa uskokowa w litosferze, przecinająca co najmniej całą skorupę ziemską.

Rów tektoniczny (niem., ang. graben) – fragment skorupy, obniżony w stosunku do oto czenia wzdłuż równoległych do siebie uskoków normalnych, rzadziej odwróconych.

Skałka (ang. klippe) – termin wieloznaczny, m.in.: 1) czapka tektoniczna; 2) ostaniec erozyjny. W Karpatach pienińskipasskałkowy (ang. klippen belt) rozumiany jest jako linijny ciąg skałek (w znaczeniu 2), bardziej odpornych na erozję od otoczenia (tzw. osłony).

Skiba (ang. ~ thrust-fold) – znacznej wielkości złuskowany fałd lub zespół fałdów; termin wprowadzony i tradycyjnie używany w geologii karpackiej.

Strefa (np. fałdowa, uskokowa, ścinania itp.) (ang. fold, fault, shear zone) – dowolnych rozmiarów, przeważnie podłużna domena skał różniąca się od otoczenia odmienną, z reguły większej deformacją. Synekliza (ang. syneclise) – rozległe (setki km w przekroju poprzecznym), wielkopro mienne synformalne ugięcie krystalicznego cokołu kratonu przykryte

L ISTA TER MINÓW TEK TONICZ N YCH PR Z Y DATN YCH DO R EG ION A L IZ AC J I


osadową pokrywą platformową, cechującą się, w stosunku do otoczenia, zwiększoną miąższością warstw w pokrywie platformowej o pełnym profilu stratygraficznym.

Synforma (ang. synform) – fałd o zbieżnie zapadających skrzydłach.

Synklina (ang. syncline) – fałd o zazwyczaj zbieżnie zapadających skrzydłach w skałach o znanym następstwie wiekowym warstw, które młodnieją od jądra fałdu na zewnątrz.

Synklinorium (ang. synclinorium) – synklinalna struktura (warstwy młodsze w jądrze) o kilometrowych rozmiarach, złożona z fałdów niższego rzędu, których obwiednia tworzy łuk wklęsły ku dołowi.

Szew tektoniczny (ang. tectonic suture) – nieregularnego kształtu strefa, różnej szerokości, wyznaczająca granicę, przeważnie kolizyjną, pomiędzy dwoma płytami rozdzielonymi niegdyś skorupą oceaniczną; często wyznacza go obecność zachowanych fragmentów rozczłonkowanej sekwencji ofiolitowej.

Tarcza (ang. shield) – rozległy, o powierzchni tysięcy kilometrów kwadratowych, wy piętrzony fragment cokołu kratonu bez pokrywy platformowej.

Wał (ros. wał, ang. swell) – antyklinalne, inwersyjne, wydłużone wypiętrzenie sukcesji osadowej basenu platformowego.

Uskok (ang. fault) – pęknięcie dowolnych rozmiarów, wzdłuż którego doszło do rozspo jenia ośrodka skalnego i przemieszczenia dwóch powstałych w ten sposób skrzydeł uskoku [UWAGA: pod uskokiem znajduje się jego skrzydłospągowe(ang. football), ponad usko kiem – skrzydło stropowe (ang. hangingwall), niezależnie od tego, które skrzydło jest zrzu cone, a które podniesione (w polskiej literaturze: s. wiszące)].

Zapadlisko tektoniczne – (ang. trough, basin) rozległe obniżenie ograniczone przez uskoki, fleksury, lub niezgodności oddzielające jego wypełnienie osadowe od podłoża. Z. mogą być przedgórskie (ang. foreland basin) śródgórskie (ang. intramontane trough, basin) lub zagór skie (ang. foreland basin).

Zrąb (ang. horst) – fragment skorupy względnie wyniesiony w stosunku do otoczenia wzdłuż uskoków normalnych, rzadziej odwróconych.

Andrzej - Komitet Nauk Geologicznych PAN · regionalizacja tektoniczna polski wstęp podstawy...

Documents

Transcript of Andrzej - Komitet Nauk Geologicznych PAN · regionalizacja tektoniczna polski wstęp podstawy...